Full text of "Atmospheric Ozone"

See other formats

} ”
#

№

. ;
|
Й
«о
и >
“.

0 °Ф. .

ИЗДАТЕЛЬСТВО

ГО УНИВЕРСИТЕТА

СКОВСКОо

1961

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО
, СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РСФСР

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
| имени М. В. ЛОМОНОСОВА

Академия наук СССР

Главное управление гидрометеорологической службы СССР

АТМОСФЕРНЫЙ
‘ОЗОН

РЕЗУЛЬТАТЫ РАБОТ МЕЖДУНАРОДНОГО
ГЕОФИЗИЧЕСКОГО ГОДА В СССР
_ КОНФЕРЕНЦИЯ
28—31 октября 1959 года

ДОКЛАДЫ И РЕЗОЛЮЦИИ

ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА |
1961

Под редакцией

проф. А.

ре

Хргиана

«А,

А. Х. ХРГИАН

СОВРЕМЕННЫЕ ЗАДАЧИ ИЗУЧЕНИЯ —^
АТМОСФЕРНОГО `ОЗОНА

Проблема атмосферного озона заняла в последние годы важ-
ное место в физике атмосферы. И в СССР и за рубежом были
созданы многочисленные обсерватории для наблюдения ‚озона,
наблюдения эти включены в план Международного. геофизиче-
ского года, в различных научных учреждениях изучаются свой-
ства атмосферного озона и методика его определения, много-
численные специалисты по синоптической и ‘динамической ме-
теорологии исследуют связи озона с атмосферными. течениями,
температурой и другими свойствами атмосферы. |

Вопрос об озоне является, с одной стороны, проблемой верх-
них слоев атмосферы, поскольку в его образовании участвует
коротковолновая’ радиация солнца, не достигающая земли.

С другой стороны,. изменения озона зависят и от. горизонталь:.

ных и вертикальных (а также. и турбулентных) движений ат?
мосферы, формирующихся в ее нижних слоях. В этой проблеме,
таким образом, объединяются важнейшие вопросы современной
физики атмосферы, чем и определяется довольно широкий круг |
лиц, интересующихся свойствами атмосферного озона. |

Конференция по атмосферному озону была созвана Мини-
стерством высшего образования, Главным управлением гидро-
метеорологической службы и Академией наук СССР. Первона-
чально она намечалась на май, но затем по организационным о
соображениям была перенесена на октябрь 1959 г.

В организационный комитет. конференции были введены:
от Министерства высшего образования — Хргиан А. Х. (пред-
седатель оргкомитета), Кузнецов Г. И. _ (секретарь комитета),

оба: от МГУ, от ЛГУ — Родионов С. Ф., от ГГО — Селезне-

ва Е, С. и Гущин Г. П., от комиссии по физике атмосферы
АН СССР —Ф. Ф. Юдалевич (сотрудник Института физики
атмосферы). —

Докладчиками конференции были представители МГУ
(А. Х. Хргиан, Е. С. Кузнецов, А. П. Кузнецов, Г. И. Кузнецов,
В. А. Иозенас), ЛГУ (С. Ф. Родионов, А. Л. Ошерович), ГГО
(Г. П. Гущин, А. А. Знаменский, Р. Г. Романова, К. И. Ромаш-
кина, Б. Е. Шнееров), Центральной аэрологической обсервато-
‘рии (А. С. Бритаев, Л. А. Кудрявцева, В. Д. Решетов), Аркти-
ческого института (Р. Г. Каримова), обсерватории о. Диксон
(Т. С. Гольм), Абастуманской астрофизической обсерватории
(Ш. М. Чхаидзе). Таким образом, были представлены все учреж-
дения СССР, ведущие исследовательскую работу. по атмосфер-
ному озону. Присутствовал также Ю, М. Емельянов, предста-
витель химического факультета МГУ и член оргкомитета Все-
союзной конференции по химии озона, состоявшейся в 1960 г.

„В. конференции приняли участие также представители гео-
графического факультета МГУ, Института прогнозов, Государ-
ственного оптического института, Института физики атмосферы
АН СССР, Алма-Атинской обсерватории, НИФИ ЛГУ, НИИАК,
Института прикладной геофизики АН СССР. .

_ Это обеспечило как полную взаимную информацию, так и мно-
гостороннее обсуждение докладов и порой. весьма живую поле-

мику, в особенности по вопросам методики и интерпретации по-

лученных результатов, весьма полезную для будущих иссле-
дований..

Доклады охватили в основном три группы вопросов:

1) методику определения как общего количества озона, так
и его вертикального распределения, 2) физику процессов обра-
зования и эволюции озонных слоев и 9) закономерности измене-
ний озона в его связи с-синоптическими и метеорологическими
условиями. В большинстве. докладов был использован и приве-
ден важный экспериментальный материал, собранный в значи-
тельной доле во время Международного геофизического года
И хранящийся в международном ‘центре данных МГГ. Хотя
в настоящее время мы еще весьма далеки от реализации дости-
жений МГГ, в том числе в проблеме атмосферного озона, данная
конференции уже выявила, какой огромный шаг вперед был сде-
лан в ней в 1957--1959 гг.’ Она показала, какой большой матери-
ал уже собран и систематизирован, какого рода первые разра-
ботки данных советских и зарубежных станций уже начаты
и, главное, какие проблемы смогут ‚быть наиболее плодотворно
изучены с помощью материалов’ МГГ.

оклады, зачитанные на’ конференции, показали, какую

РА чик

а ьдащей 58

‚ болыпую ценность имеют наблюдения сети озонометрических

станций СССР совместно с обсерваториями других стран: мно-
гие упомянутые выше принципиально новые выводы о геогра-
фическом распределении, о переносе озона и т. д. могли быть
получены только благодаря такой сети. Поэтому в весьма благо-
приятном свете может быть оценено сделанное на конферен-
ции сообщение, что работы МГГ будут продолжены в между-
народном масштабе. Соответственно конференция выразила по-
желание, чтобы работы советских озонометристов как на юж-
ных, так и на дальних северных станциях были продолжены
‘в прежнем масштабе в будущие годы (1960—1961) для того,
чтобы сделанные во время МГГ затраты и уже наметившиеся
выводы могли быть использованы в полной мере. Это пожелание
внесено в резолюцию и будет направлено немедленно АН СССР,
АОНИИ и другим организациям. |

‚Ввиду наличия болыпого числа институтов и учреждений,
ведущих как наблюдения за озоном, так и научные исследова-
ния в этой области, конференция выразила пожелание, чтобы
была создана для координации и планирования этих работ осо-
бая комиссия по атмосферному озону, осуществляющая также
и связь с международными организациями по озону. = |

Подводя итоги, можно сказать, что конференция по атмосфер-
ному озону принесла большую пользу благодаря весьма пол-
ной взаимной информации о ведущихся озонометрических рабо-
тах и о их методике, подробному обсуждению докладов и бла-
годаря тем выводам и резолюциям, которые возникли при этом
обсуждении. Конференция показала, что в СССР ведется уже до-
вольно болышой комплекс озонометрических исследований, во
многом взаимно дополняющих и уточняющих. Многие из доло-
женных на конференции работ являются полезным вкладом
в науку: весь их комплекс значительно шире, чем это было 3—4
года назад, и можно надеяться, что сейчас уже созданы большие
возможности для дальнейшего расширения озонометрических
работ.

Поэтому вполне обоснованным явилось пожелание о созыве
через 2—3 года аналогичной конференции по атмосферному
озону. . _

Л. А. КУДРЯВЦЕВА

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗМЕРЕНИЙ ВЕРТИКАЛЬНОГО.
—^ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА
НА РАКЕТЕ — |

Ар тасё

`. . Оп Осфюрег 1, 1958, ап иЙгам1ое{ зресфгоэгарВ \маз зепё ир
ш.а госке{ фо деегичие Ше уегИса| охопе @15&БиНоп. Те ш-
знитеп+ \уаз рго\14е@ “ИВ аиютаНс ехрозиге ехсвапяе апа
\ИН а Насег зузет Юг сопЯпиоцз ашуие аё Ше бип. Оше
+40 сегаш Че!есё5, зресёга \уеге оБфашей опу ир 0 ап, а|Циае о?
2`рт.’ Тре 4аёа \уеге Нтеа{е4 аЙег Ше зспете 4езсгеа ш: (1)
У зНоев{ под НсаНопз, \1сП таде. 1 розз1[е 0 саси]ае ®Ше
‘02опе сопсетгаНоп \ИНоц{ аззин!пе ехас{ едиа у оЁГ Ше ехро
‘зиге Не а Чегет пен апа. “оц КпомЧие Фе ехёга”
‘анпозрНенс. и\епзМу о{Г зо0]аг гаФаНоп. А Ч згиНоп сигуе
\аз офаштей Нах1по а $1ие тахипит {тот 21 ю 23 Ет, мпеге
ЧНе сопсепгаНоп атоите4 {о (17,5+0,6) 10-3 ст рег т, изв
Не У!отоих абзогрНоп !асфогз. Тве 1ю{а! охопе сошеп ш Ше
-0 0.24. Вт, |ауег \маз юипа фо Бе-гаёНег р1эЪ Гог {Ве аийитп зеа-
зоп (0,19 си), \МсЬ маз ргораБ Му соппефеа ИН Ше меаег
‘сопаюлз (шфизюп оЁ со] ат). - _

^` В 1958 г. производилось измерение вертикального распре-
деления атмосферного озона путем регистрации ультрафиолето-
вой радиации Солнца спектрографом во время подъема его на
метеорологической ракете. —

Спектрограф представляет собой автоматический прибор
с электронным переключением экспозиций и со следящей систе-
мой для непрерывного наведения щели на Солнце.

Подъем спектрографа был произведен | октября при высоте
Солнца 19°. Высота Солнца выбиралась из учета наиболее бла-

о ———Ф——==——

ленин

° стемы. вследствие влияния изменений |

на которых получены солнечные спек-

гоприятных условий работы спектрографа и следящей системы
на восходящей части траектории. полета ракеты. К сожалению,
в полете фотографирование солнеч- г. ва т.

ных спектров происходило только о

до высоты. 24`км, хотя прибор рабо- ` _ о

тал и дальше. Возможными причи-.
нами отсутствия регистрации ‘спек-
тров могут быть: 1) отклонение ра-.
кеты от вертикали на углы, значи- _
тельно превосходящие те, на кото-
рые была рассчитана следящая си- |
стема спектрографа, или 2). наруше-
ние правильной. работы следящей си-

температуры на фотосопротивления, |
управляющие работой горизонталь-
ного канала слежения. т
На рис. 1 показаны отпечатки
солнечных спектров, полученных в '
полете. Справа на рисунке — цифер-
блаты часов, которые фотографирова-
лись в полете. одновременно со спек-
трами. Спектры фотографировались
с разными экспозициями. Один цикл „.
состоит из четырех последователь-.
ных выдержек длительностью 2,40 сек,
1,04 сек, 0,29 сек и 0,07. сек. После
трех таких циклов появляются’ две
дополнительные выдержки длитель-
ностью в 9,8 сек каждая. Цифербла- \
ты часов впечатываются один раз.за '
цикл. Цифры около циферблатов ча- |
сов на рисунке обозначают высоты, ,

тры. Слабые почернения спектров на.
высотах 6—11 км даже при больших “2!
выдержках объясняются, вероятно,
той же причиной, которая на высо-
те 24 км привела к полному исчез- Рис
новению спектров, а также неста-
бильностью длительности экспозиций.

Обработка спектрограмм ‘производилась на регистрирующем

1. Солнечные спектры,
сфотографированные в полете

микрофотометре МФ-4. Почернения переводились в относитель-

ные интенсивности с пбмощью характеристической кривой плен-

ки, кривая была построена по маркам почернений, снятым с
ртутной лампой. ЫРК-2. В качестве ослабителей использовались

металлические черненные сетки. Характеристическая кривая _

строилась. по-линиям ртути в ультрафиолетовом участке спектра.
_ Ввиду того что в полете не было получено спектральное рас-
пределение солнечного излучения за пределами слоя озона и
что почернения спектров из-за указанного выше неудовлетвори-
тельного. наведения щели спектрографа на Солнце и нестабиль-
ности длительности экспозиций в полете менялись незакономер-
но, была использована несколько измененная методика вычисле-
ния вертикального распределения озона, предложенная для ана-
логичных случаев В. Н. Покровским [1].

Предположим, что в измеряемом спектральном участке сол-
нечной радиации ослабление света происходит только за счет
поглощения озоном-и за ‘счет рассеяния света молекулами воз-
духа .

Используем два уравнения атмосферной экстинкции для пары
длин волн: 1 и >

с . со

о т аа [Е авт, = |
о о.
тия и ар —Выт,
[2 = я 110" Е ес (2}
где Тел, Го, [1 и [ ‚ — интенсивноти. солнечной радиации длин
ВОЛН А1 и А> за пределами атмосферы и на высоте
й1 над поверхностью Земли,.
и, и а, — десятичные коэффициенты поглощения озоном ра-
диации длин волн Аа и Аз в см *
Е, — концентрация озона на высоте. г,
т путь солнечного луча к приОовь, и на
высоте й1,
В, и В, — коэффициенты молекулярного рассеяния. атмосферы
для радиации длин волн Ал И А> для единичной массы

атмосферы...
т. — масса атмосферы на высоте Й1,

и. 0 бо

где Н — высота однородной атмосферы,

ро мир, — плотности воздуха у поверхности Земли и на высоте г
+24 _

УТ" ВЕ,

ПИ —

где Ю — радиус Земли и 9 — угловая высота Солнца.

‘Разделим уравнение (1) на _

=. 19 зан -- Арт,

И Е Тот. 10 й, : 3%
т в. По | (3)

‚Здесь Аа = а2— 1 и АВ = В>— В:
Такое же выражение напишем для высоты й»

со

Е „А+ АВ

м и = }
ть Го (3)

Из (3) и (4) получим

( (' _ 1

[ви — | в. (1), — [8 (5-), — А — ть) (5)
й,

Представим первый интеграл в левой части выражения (5)
в виде суммы двух интегралов
ея В. ©
| В: А = | и. ай —- | ур ап.
й, й, й.

Если интервал высот от Й1 до Йз таков, что содержание озона
в нем мало меняется с высотои, то

и. п

Г Её =, | 44.

Й, а.

Из выражения (5) получим

ты 1 1 7 | ДВ
Е; Е В 15 : Е | 02 [о Е
г Аа [ Аа: Я. .
|4. 2 | оРо .
— 1 Г АВ (: Я
Да 12 Аа Нобо | _ _
й ь
_ о |4 — | Е. Чь |. (6)

| — й.

Так как последнее слагаемое в правой части (6) значительно
меньше первого, то это уравнение может быть использовано для

/ ь : } 9

земным измерениям, выполненным 25 и 27 мая, и совпадает

с количеством озона 12 мая и 1 июня. По-видимому, болышое

АМ
29

10 10 46

|
105815658

Рис. 2. Сравнение ракетных и наземных измерений вертикаль-
ного распределения озона

содержание озона в осеннее время объясняется вторжением
холодного воздуха, которое обнаруживается на картах АТ-509:
и АТ-300 за 1 октября,

12.

й
|

УЕ РЕЗНЕЗЕЕЕЕГ ети ВН
22 тседежх Но

Выводы

|1. В результате подъема спектрографа со следящей системой

на метеорологической ракете и применения при обработке ре-

зультатов измерений метода последовательных приближений

было получено вертикальное распределение атмосферного озо-
`на до.высоты 24 км с одним максимумом на высоте 21—23 км.

2. При вычислении концентрации озона по формуле [6]

‚ было обнаружено, что член, учитывающий молекулярное рас-
сеяние, быстро убывает с высотой и может не учитываться выше

35 км. Поправочный член в первом приближении может не при-
ниматься во внимание выше 24 км, при этом ‘он не превышает

2% от содержания озона уже на высоте 13 км.

3. Сравнение ракетных измерений с наземными показывает,
что величины концентраций озона имеют тот же порядок.
В заключение автор выражает благодарность А. В. Яковле-

вой, |В. Г. Кастровуй, Н. А. Павленко и В. Ф. Герасеву за ока-

занную помощь в выполнении работы.

ИТ ЕР АТУРА

1. Покровский В. Н. Труды ЦАО, вып. 16, 1956. |
2 Кузнецов А. П., Бритаев А. С. Труды ЦАО, вып. 32, 1959.
‚ Утегоих Е. Аппа|ез 4е РВуз., 8, 709, 1953.
Репп дог! В. ]оигп. Ор+{. $0с. Ашег., 47, №. 2, 1957.

‚ ЗонНпзоп, Ригсе!1, Тоцзеу. Лоигп. Сеорв. Ве5., 56, №. 4, 584..

| ‘монохроматора; 54а и 9; — выходные щели ры И
.} о. диспергирующие кварцевые ое 92 и = ре
маторные параболические зеркала; Э1 И з— ПЛОСКИ р -

В. А. ИОЗЕНАС, А. П. КУЗНЕЦОВ

ФОТОЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ СПЕКТРОФОТОМЕТР ДЛЯ
НАБЛЮДЕНИЯ ЗА АТМОСФЕРНЫМ ОЗОНОМ

АБз+гас+

Гог Ше обзегупе оЁ абпозрюегс охопе, ш {Не Мозсох 01-

уегзИу \аз сопзгие а зрестгорпоотеег оп Ше Ъа$15 оЁ Ше

аоибе диаг топосбготаюг. Мшита] гев1$фегедй Них ш Фе

гев1оп 3100 А \аз 10—№ ш/ст? зес. ТЫ зресгорНоотаег 21\ез
а розз®ИИу шеазиге гаНоз. о ицепзИу юг зеуега] рашз$ о!
\ауе [епо{5$ 1 зо]аг зресга Чинпе Ше 4ау, 10 пипшез Беюге
зипг!зе ап@ 10 шипез аНег зипзей.

Для измерения интенсивности в спектре. солнечного света,
рассеянного из зенита, в Московском государственном универ-
ситете был сконструирован и построен спектрофотометр на базе
двойного кварцевого монохроматора (ДМР-1), изготовленного
в СОСР. Принцип действия прибора в основном тот же, что ив
спектрофотометре Добсона [1].

Отличительной чертой прибора МГУ является применение

узкополосного усилителя и коммутирующего элемента, в ка-
честве которого используется вибропреобразователь.

Кроме монохроматора, выделяющего две узкие области длин
волн в спектре солнечного света, в приборе имеется синхронный
детектор, в качестве которого служит вибропреобразователь,
приемник излучения ФЭУ-19 и усилитель переменного тока
с нуль-микроамперметром на выходе. Оптическая схема при-
бора приведена на рис. 1. На нем П1— поворотная призма,
отражающая свет, падающий из зенита на выходную щель;
51— входная щель монохроматора; $3 и $з— средние щели

Рис. 1. Оптическая схема фотоэлектрического спектрофотометра

Пзи Пз— поворотные призмы; В— вибропреобразователь; Ко —

оптический клин; Ё — линза, проектирующая изображение

О.› на фотокатод ФЭУ-19. |
аи отверстие прибора 1:5. Дисперсия прибора

равна 4-кратной дисперсии одной призмы. В т. 3200 А
обратная дисперсия равна 25 А/мм. Ширина входной щели 51
равна 0,2 мм. Щель 52 выделяет область р около 3114 А
И ел $.— около 3324 А. Ширина щели 52 равна 0,2 мм и

ели 53— 0,5 мм.

{ : ` ; [е)
Выделяемый спектральный интервал для длины волны 3114` А.
равен 20 А. Смена длин волн может осуществляться рот
отсчетного барабана, связанного поворотным аи _ ее
| , ‘контроля прозра -
пергирующими призмами. Для контр! розр
сферы в паре с длиной волны 3324 А можно использовать дли-
а ро
ну волны 3560 А. — в. |
о. схема прибора приведена на рис. а
с фотоумножителя подается на вход усилителя переменн т
ка. Благодаря наличию в цепи ТО о
- силитель обладает р -
избирательного Т-фильтра уси.
МИ Им Максимальный коэффициент усиления на част

15.

ест в паек

4 бе |

те вибропреобразователя 90 24—10. Частота вибропреобразова-

теля очень стабильная, что позволяет Сузить полосу частот уси--

лителя до эгц и тем самым улучшить отношение сигнала к шуму.
Отношение интенсивностей двух длин волн измеряется. ну-
левым методом. Уравнивание световых потоков осуществляется.

. Г
"Вы бир |

Рис. 2. Электрическая схема фотоэлектрического спект-
рофотометра

оптическим клином К. Контроль баланса ‘производится нуль-
микроамперметром на выходе усилителя. со шкалой на 3 ца.
Оптический клин был изготовлен из оптического стекла СС-4
на кварцевой подложке с перепадом плотности в 2 единицы.

В качестве синхронного детектора служит вибропреобразо-
ватель, к якорю которого прикрепляется шторка для комму-
тации световых потоков от щелей. - _ -

Для измерений с прямым солнечным светом изображение
Солнца фокусировалось на матовую кварцевую пластинку, по-
мещенную перед входной щелью. Питание осуществляется от
сухих батарей и аккумулятора. Прибор вместе с питанием был
смонтирован на тележке. Для определения отношения интен-
сивностей двух длин волн нужно знать постоянную прибора,
которая зависит от дисперсии, ширины щелей, пропускания при-

бора, от чувствительности ФЭУ для двух длин волн. Для данного

фотоэлектрического спектрофотометра постоянная прибора опре-
делялась по известному отношению интенсивностей в спектре

эталонной лампы и была равной 0,174. —.

Точность измерения отношения“интенсивностей. при зенит-
ном расстоянии Солнца г = 60° около 0,5%.

те

За
г

Для учета температурного влияния прибор градуировался при
различных температурах и при проведении измерений в поле-
вых условиях вводились поправки путем изменения длины волн.

отсчетным барабаном. |
Минимальные регистрируемые прибором потоки в области

©)
длины волны 3100 А были 10-М вт/см? сек.

Описанный выше спектрофотометр позволяет регистрировать
изменение отношения интенсивностей в спектре солнечного
света, рассеянного из зенита безоблачного неба в течение дня.
и за 10 мин до восхода и 10 мич после захода Солнца.

и РВ Р.АТ УРА
1 Рорзоп С. М. В, РБуз. ос. Ргос.; 43, 324.198

2. робзонп С. М. В., Апп: о фе Пцегпат, деорпуз. Уеаг. РиЬ1. Бу Рег.
затоп Ргезз, Гопаоп — Меу Уогк — Раз, 5 рагё, №. 1, 1957.

2 Заказ 24

А. С. БРИТАЕВ

К ВОПРОСУ ОБ ОПРЕДЕЛЕНИИ СОДЕРЖАНИЯ
ОЗОНА ХИМИЧЕСКИМ МЕТОДОМ

АБз+гаса

Огопе этоир о! е Сепфга! Аего]оя1са] ОБзегуатогу Паз 4ез1в-
пей а спела! о7опе шеазийияе аррагафиз. ЕПесфгосНеписа!
тео регтз фю обзегуе фе ох!ааНоп Бу охопе оЁ Ше К/-0-
1аНоп 11 маг ог ш уапоиз БиНег-зоНопз, Фе сопаисйуИу
о? зоиНоп (аЦегпа{е сиггепё о! 1600—2000 сус]ез рег 5ес. згета!1$
сопз${ап+ аНег а| К/]- 1$ ох!А1е4. ш $ таппег ве огопе-соп-
{еп+ о{ ат пеаг Ше эгоипЯ \аз теазигеа. |

Оицг оБзегуаНопз Науе детопз{га{еа {аёЁ Ше сопсешгайоп
пеаг Пе огоипа оПо\уз, сепегаПу зреаК1пя, фе уамаНопз от {о-
{а| огопе соеп{, шсгеазшо \ИН фе М апа МУ \1п6$3, ек. 50-
ше ехсерНопз о! {815 ге таке розз Бе {пе ех!5{епсе оЁ зоигсез
о? Оз пеаг {Не эогоипа. Р!игпа| гапое о! охопе 15 тагкед Бу Ше
Ьгоа4 тахипиш 1 ше п1Адау Ноцгз ап пипипит-1ш Ве п.

° Прямые измерения озона в нижних слоях атмосферы химиче-
ским методом позволяют точно сформулировать краевые усло-
вия задачи о вертикальном распределении озона и, в частности,
уточнить расчет концентрации озона в более высоких слоях по
наземным спектрометрическим данным. Далее оказалось воз-
можным использовать наблюдения за тропосферным озоном для
вычисления вертикальных движений воздуха, турбулентности,
коэффициентов обмена, изучения связи озона с облачностью

ий осадками ит. д. С созданием электрохимического ‘озонометра .

и химического озонного радиозонда [6, 7, 51], химические и
электрохимические методы получают еще большее распростра-
нение.

Исторически изучение атмосферного озона было начато имен-
но химическими методами. Уже сто лет тому назад в Германии
осуществлялись регулярные измерения озона в приземном слое
атмосферы с помощью йодисто-калиевой крахмальной бумаги
Шенбейна. К этому же времени относятся и первые попытки
объяснить происхождение озона в атмосфере Земли. Так, в 1854 г.
доктор Харальд Аккерман, местный врач острова Силт, сооб-
щая о регулярных измерениях озона в этом районе, писал: «Озон
возникает благодаря болыной электрической искре на верхней
поверхности туч и при образовании осадков». |

Измерения озона указанным способом осуществлялись на
метеорологических станциях в Цвикау в 1863 —1870 гг., в Лейп-
пиге — в 1866—1879 гг., в Грейце — в 1868—1879 гг., в крепо-

`’сти Кенигштайн — в 1872—1879 гг. [43]. Позднее, с 1879 по

1908 г., во Франции в Обсерватории Монсури Лепап и Коланж
[23] вели систематические количественные измерения озона хи-
мическим методом по окислению различных растворов, в том
числе растворов йодистого калия. В 1933—1935 гг. Довилье
использовал при измерениях озона в Абиско и Скорсби-Сундо
[13, 14] реакцию окисления озоном титрованного раствора мышья-
ковистокислого натрия. Количество озона определялось по

оставшейся неокисленной части раствора путем последующего

титрования его раствором йода.
_ В 1881 г. Шуллер заметил слабое свечение озонированной
воды, а Бегер в 1910 г. показал, что это свечение вызвано пере-
ходом озона в кислород. В последующие годы был открыт целый
ряд оксилюминесцентных реакций восстановления озона.
Озон вызывает свечение при контакте с некоторыми химиче-
скими элементами (йодом, серой, натрием, таллием), минераль-
ными соединениями (сульфидами, хлоридами, а также окисью
азота и др.), морской водой, молоком и даже хлорофиллом.
Особенно яркое свечение наблюдается при действии озона на

Ллюминол в растворе алкалина. По. интенсивности оксилюмивнес-

ценции Бернаноз и Рене недавно [5] разработали способ опре-
деления концентрации озона, который был ими применен в ла-
бораторных условиях. _ т

Интересный химико-оптический метод разработала в 1934 г.
М. А. Константинова-Шлезингер [4]. Она наблюдала свечение
флуоресцирующего акридина, образующегося вследствие окис-
ления озоном дигидроакридина. Таким способом производились.
измерения озона на Эльбрусе в 1934—1935 гг. а ‘также анали-
зировались пробы воздуха, взятые во время полетов советских
субстратостатов в 1936 ив 1937 гг. = Е |

В 1940—1942 гг. Эмерт [15—18] предложил электрохимиче;

я, | | 19

ский способ измерения концентрации озона по изменению про-
водимости окисляемого озоном раствора йодистого калия. Поч-
ти одновременно с ним Панет и Глюкауф [26] разработали метод
измерения озона по деполяризации платиновых электродов
йодом, выделяющимся при окислении озоном раствора йоди-
стого калия. Электрохимический метод был применен в эти годы
Эмертом для измерений с помощью самолета концентрации озона
над Германией до высоты 9 км. Усовершенствованный метод
Эмерта использовал Регенер в СПТА при исследовании турбу-
лентности и некоторых вопросов микрометеорологии [31, 38—
_ 86] ив 1952—1953 гг.— Кей [22] при самолетных измерениях
концентрации озона до высоты 12,5 км. Еще больших высот до-

стиг недавно Маргетройд [25], измеривший химическим методом |

распределение озона над Англией с самолета «Канберра» до
уровня 15 км. |

Во Франции Васси с сотрудниками при помощи созданной
ими регистрирующей автоматической установки для непрерыв-
ных электрохимических измерений атмосферного озона выполни-
ли ряд исследований по выяснению связи содержания озона
с погодой [40, 45—47].

Регулярные измерения озона в приземном слое осуществля-
ются в Оксфорде [21], на Гавайских островах [27], в Антаркти-
де на станции Литл Америка [49] и в ряде других пунктов. В пе-
риод Международного геофизического года химические озонные
радиозонды позволили впервые получить данные о структуре
озоносферы над Антарктидой [24, 491. _

’ В основу болыпинства современных химических и электро-
химических методов озонометрии положена реакция окисления
озоном йодистого калия в водном растворе

Е НОО Е Ж

Реакция с йодистым калием характеризуется. болышой из-
бирательностью по отношению к озону. Согласно исследованиям
_Эмерта [16], Карбене и Васси [9] йодистый калий почти не реа-
гирует с окислами азота, серным ангидридом и некоторыми дру-
гими окислителями, присутствующими иногда в атмосфере на-
ряду с озоном. __

Из формулы (1) следует, что количество прореагировавшего
_ озона может быть определено либо по количеству оставшегося
в растворе йодистого калия, либо по количеству продуктов ре-
акции едкого калия или газообразных йода и кислорода. Прак-
тически задача сводится к количественному анализу оставшегося
в растворе йодистого калия или высвобождающегося в резуль-
тате реакции йода. Так как концентрация озона в воздухе обыч-

но чрезвычайно мала (10-7 —10-3 г озона на 1 л воздуха), то в ко-
пичественном анализе должны использоваться особо чувстви-
тельные индикаторы реакции.

Количество продуктов реакции определяется обычно либо

ло изменению цвета индикаторов на определенном этапе реакции

(колориметрический метод), либо по изменению проводимости
раствора (кондуктометрический метод). _

Наиболее простым является колориметрический метод измере-
ния озона. Из существующих колориметрических способов озоно-
метрии остановимся прежде всего на способе Кауэра [10—12].
При этом способе через 3 см? 2%-ного раствора йодистого
калия пропускается около 100 л воздуха, содержащего некоторое
количество озона. Высвобождающийся при реакции газообраз-
ный йод отводится током воздуха. Количество оставшегося
в растворе йода определяется по степени окрашивания капли
хлороформа, примешиваемой к раствору по окончании реакции.
Интенсивная окраска хлороформа свидетельствует, таким об-
разом, о малом содержании озона в воздухе. Колориметрическая

реакция проходит в буферном растворе, приготовленном на ос-
нове ацетата натрия.

По способу Буссе [8] 20—30 л воздуха пропускается через
3 смз 2%-ного раствора йодистого калия, в который добавляется
2—3 капли разведенного крахмала, придающего раствору го-
лубоватую окраску. Вслед за тем измерительный раствор тит-
руется 0,001 н. раствором гипосульфита до полного исчезнове-
ния окраски. Количество озона определяется по массе гипосуль-

‘фита, идущего на связывание йода и обесцвечивающего крахмал.

В этом случае реакция дополняется реакцией связывания йода
гипосульфитом

5 —- 2Ма.5.0. Е 2Ма] —- Маз Оь. (2)

_ Указанным способом можно измерять концентрации озона
выше 20 у/м3 с точностью до 5—10%. Наименыпая концентра-
ция озона, которая еще может быть обнаружена, — 3 у/м3. Не-
достатком способа является значительная потеря йода до титро-
вания, которую лишь частично можно учесть при обработке экс-
периментальных данных. |

Потери йода можно избежать, если исследуемый воздух.
пропускать через раствор Йодистого калия с добавкой 96 мм?
0,001 н. раствора гипосульфита и вслед за тем производить элек-
тролиз раствора путем пропускания в течение 2 мин электриче-
ского тока силой 76 ца. Количество йода, выделившегося в ре-
зультате электролиза, строго равно количеству йода, связанного
гипосульфитом. Количество оставшегося в растворе свободного

о
|

йода (а следовательно, и количество озона) определяется далее
так же, как и в предыдущем случае.

Наглядной и наиболее простой колориметрической реакци-
ей является реакция окисления озоном индигокармина, при-

менявшегося нами в ряде случаев для качественной оценки срав-_

нительно высоких концентраций озона в воздухе. Через 10 см?
слегка окрашенного раствора индигокармина с известным со-
держанием в нем окрашивающего вещества протягивается воз-
дух до исчезновения синей или голубой окраски. Момент исчезно-
вения окраски соответствует полному переходу яркоокрашенного
индигокармина в бесцветный изатин. Концентрация озона рас-
считывается по уравнению химической реакции и по количеству

пропущенного через раствор воздуха. Точность измерения —

порядка 10—15% при концентрации озона в воздухе не менее
30 у/м?.

Окисление озоном растворов йодистого калия и других йоди-
дов сопровождается возрастанием в растворе эффективной кон-
центрации водородных ионов (увеличение водородного показа-

теля рН). Указанное обстоятельство открывает возможность.

использования таких пветовых индикаторов, как фенол, бром-

тимол, нитрофенол, фенолфталеин и некоторых других, для ка-

чественного определения высоких концентраций озона в воздухе.
Абсолютные значения концентрации озона могут быть полу-
чены путем сравнения действия каждого индикатора в'определен-
ном режиме измерений с одним из абсолютных методов измере-
ний озона. го |
Несмотря на простоту, колориметрический анализ обладает

рядом недостаков, важнейшим из которых является субъектив-_

ность в оценке изменения цвета.

Использование спектрофотометра для контроля прозрач-
_ ности раствора облегчает применение в озонометрии колоримет-
рических способов и увеличивает их точность в 1,5—2 раза.
Необходимо, однако, отметить, что увеличение точности путем

фотометрирования имеет ограниченный предел в связи с само-

произвольным изменением цвета растворов после окончания
реакции с озоном. Скорость изменения цвета при этом зависит
‚от природы индикатора, скорости реакции, освещенности и дру-
гих трудно учитываемых условий эксперимента, ограничиваю-
щих возможности фотометрического контроля цветовых реак-
ЦИЙ. .
Точные количественные измерения озона осуществляются
электрохимическими методами, при которых реакция разру-
шения озона контролируется по изменению электрических свойств
окисляемого озоном раствора. Среди электрохимических спо-

собов озонометрии наибольшее распространение получили спо-
собы Эмерта [15—18] и Тайхерта [41 —441, на которых мы корот-
ко и остановимся.

По способу Эмерта исследуемый на озон воздух пропускает-
ся через 3 см? 2%-ного раствора йодистого калия, к которому
добавлено небольшое количество гипосульфита. Это количество
гипосульфита в соответствии с реакциями (1) и (2) расходуется”
на связывание йода, освобождаемого при окислении йодистого
калия озоном. Для определения момента израсходования гипо-

сульфита сосуд с измерительным раствором снабжен четырьмя

платиновыми электродами. Если к двум из этих электродов
приложить напряжение меньше, чем нужно для электролиза,
например 0,18 в, то образуются так называемые обратимые элек:
троды йода с поляризационным напряжением, равным прило-
женному напряжению. Сила тока, измеренная в цепи взятых
двух электродов, падает до нуля. Такое положение сохраняется
до тех пор, пока не израсходуется все количество гипосульфита
и в растворе не появится свободный йод. Свободный Йод, под-
водимый к обратимым электродам путем механического переме-
шивания раствора, вызывает деполяризацию и появление в элек-
трической цепи тока, пропорционального интенсивности пере-
мешивания. В ‘результате реакции с озоном обычно нейтрали-
зуется лишь некоторая доля содержашегося в растворе гипосуль-
фита. Остальная часть гипосульфита нейтрализуется йодом,
создаваемым путем электролиза при пропускании тока через
другую пару электродов. |
Чувствительность прибора допускает производство изме
рений с 10 л воздуха. Измерения могут быть зафиксированы с по-
мощью автоматического регистрирующего устройства. Инстру-

_ментальная ошибка в определении концентрации озона не бо-

лее 5%. По мнению Уэйдлина [48], аналогичный результат
достигается при амперометрическом оттитровывании избытка
Ма252Оз 0,01 н. раствором КЛОз. |

По способу Тайхерта определяется минимальное значение
проводимости раствора йодистого калия, оставшегося в раство-
ре после реакции с озоном, титрованным 0,0005 н. раствором
азотнокислого серебра. В процессе титрации образуется практи-
чески нерастворимое йодистое серебро, выпадающее в осадок:

КУ -- АоМО, = Ав + КМО.. м

Так как подвижность ионов нитрата меньше подвижности ионов
йода, электропроводность раствора при титровании медленно
уменьшается до момента завершения реакции с йодистым ка-
лием. Дальнейшее добавление азотнокислого серебра увеличи-

вает эффективную концентрацию ионов в растворе, вследствие
чего увеличивается электропроводность раствора. Таким обра-
зом, по точке эквивалентности можно рассчитать остаток йоди-
стого калия в растворе, а следовательно, и концентрацию озона.

Йодистый калий разводится в буферном растворе с водородным
показателем рН-7, состоящем на 61% из раствора 11,876 г
Ма»НРО4.2Н›О в 1 л воды и ‘на 39% — из раствора 9,078 г

КН»РО4 в 1 л воды. Электропроводность измерялась с .точно-
стью до 0,1°/100 при помощи моста, питаемого переменным то-
ком частотой 2000 гц, и электроусилительного устройства. Так
как каждый цикл измерений продолжается около часа, изме-
ренные значения концентрации озона оказываются осреднен-
ными за указанный срок. |

Для изучения электрохимических реакций и выбора опти-
мального режима измерений в озонометрической группе ЦАО.

была сконструирована и собрана лабораторная установка, прин-

ципиальная схема которой представлена на рис 1.

Рис. 1. Схема озонного анализатора:
|—электростатический озонатор; 2—фильтры; 8—высо-
ковольтный индуктор; 4—измерительный сосуд; 5—газо-
вый счетчик; б— электрический аспиратор; 7—измери-
тельный мост; 8— усилитель; 9— осциллограф; 10—рН-

о Метр; 1/—генератор стандартных сигналов

Естественный или озонированный при помощи электроста-
тического озонатора (1) воздух, очищенный от механических
примесей фильтрами (2), проходит через сосуд с измерительным
раствором (4) , газовый счетчик (5) и электрический аспиратор (6).

И Е ааа елок де ана

Измерительный стеклянный сосуд (4) цилиндрической формы
емкостью около [0 см? снабжен двумя платиновыми электродами
площадью | см” каждый. Электроды могут подключаться либо

_к измерительному мосту (7), либо к электронному измерителю

водородного показателя (10). На одну из диагоналей моста (7)
подается переменное напряжение от генератора стандартных
сигналов (71). При разбалансе электрические сигналы с другой
диагонали моста усиливаются широкополосным усилителем (9) и
отмечаются на трубке катод-
ного осциллографа (9). Момент
‘баланса соответствует мини-
муму амплитуды синусоидаль-
ных колебаний по осцилло-
графу. |

°С помощью электрохими-
ческого озонного анализатора
была рассмотрена реакция
окисления озоном раствора.
йодистого калия при разных
степенях разведения в дис-
тиллированной воде‘и в бу-
ферных растворах (2).

_ Типичный ход кривой про-
водимости для 0,001. н. рас-
твора показан на рис. 2 (1).
Прямолинейный участок кри-
вой (1), параллельный оси
абсцисс; соответствует полно-
му израсходованию йодисто-
го калия. Водородный пока-
затель в процессе окисления
раствора возрастает, а по завершении реакции — приобретает
постоянное значение. Раствор окрашивается в желтый цвет вслед-
ствие выделения свободного йода. Добавление к раствору одного.
из рассмотренных выше цветовых индикаторов вызывает рез-
кое изменение цвета. —

Кривая 2 на рис. 2 иллюстрирует изменение электропровод-
ности при титровании азотнокислым серебром частично окислен-
ного озоном раствора йодистого калия. Точка перегиба соответ-
ствует моменту окончания реакции замещения (3). Эта реак-
ция хорошо прослеживается также по изменению водородного
показателя, имеющего обратный ход.

_ Ход изменения электропроводности раствора йодистого ка-
лия в смеси с 0,001 % раствором гипосульфита показан кривой 3

т
>

Рис. 2. Изменение электропровод-
ности измерительных растворов:
|—реакция окисления раствора
йодистого калия; 2—титрование
азотнокислым серебром частично
окисленного раствора йодистого
калия; д— реакция окисления рас-
твора йодистого калия с добавле-
нием гипосульфита

на рис. 2. Количество гипосульфита в растворе рассчитывается
таким образом, чтобы связать 10 у озона. Как видно из рис. 2,
до полного израсходования гипосульфита сопротивление рас-
твора медленно возрастает. Дальнейшее окисление измеритель-
ного раствора вызывает увеличение концентрации щелочи и
уменышение сопротивления вплоть до момента полного израс-
ходования реагентов.
Проводимость раствора измерялась на переменном токе
с целью уменьшения влияния электролиза. Наложение пере-
менного электрического поля приводит в. растворе к сложным
_ обратимым и необратимым реакциям. Моны растворенного ве-
щества соверитают в соответствии с частотой переменного тока
колебательные движения около неподвижных центров равно-
весия. Эти колебания тормозятся электростатическими силами
связи иона с поляризованной им частью раствора. Согласно тео-
рии сильных электролитов, силы связи определяются временем
релаксации т, зависящим от коэффициента диффузии тонов В,
фактора торможения и концентрации раствора п:

а (4)

ЕЯ ;
Зпе?и,

(@—9113..

При частоте переменного тока 1/т силы взаимодействия иона’

с его ионной атмосферой, а следовательно, и электрическое со-
противление раствора минимальны. Экспериментальная зави-
симость эффективного сопротивления растворов при разных сте-
пенях разведения от частоты электрического тока качественно
согласуется с выводами теории электролитов. Полученные нами
экспериментальные данные указывают, что по мере увеличения
частоты тока от 0 до 2000 ги сопротивление измерительных рас-
творов уменыпается, приближаясь к определенному пределу.
У поверхности электродов переменное электрическое поле вы-
зывает необратимые явления, связанные с неодинаковой скоро-
стью анодных и катодных процессов. Интенсивность необрати-
мых процессов увеличивается с ростом амплитуды электриче-
‚ских колебаний и уменышается с увеличением частоты пере-
менного тока. Поэтому наиболее целесообразно измерения элек-
тропроводности осуществлять по компенсационному методу на
частоте переменного тока 1600—2000 гц.

Растворы йодистого калия с тиосульфатом натрия исполь-
зовались нами с января 1959 г. при электрохимических измере-
ниях озона в приземном слое атмосферы в г. Долгопрудном
(20 км к северу от Москвы). Концентрация О; на уровне 2 м сопо-
ставлялась с его общим содержанием, ходом метеорологических
элементов вблизи поверхности Земли, а также с вертикальными

26.

потоками на уровне 850 и 700 мб, определенными по диверген-

° ции скорости ветра. Общее содержание озона измерялось с по-
мошью фотоэлектрического спектрофотометра типа Добсона
в соответствии с методом, изложенным в [1].

Типичный ход концентрации озона и метеорологических
характеристик среды показан на рис. 3. Как видно из рис. 5,
колебания концентрации озона в приземном слое обычно сов-
падают с колебаниями общего количества озона в атмосфере.

==.

у
Аи

р Са И
10000 050 40

АИ р) —. - —

93000 040.30

8000 0,3020
. р 9%. . | . | ‚-
1060 о а
| 1030 О а > | |
7000 6.20 10-1020 Ех о |
И _. ^ 4
1000 100 ` ит
990 90 д

и; 7 — \, Е
Я ие о пая

6000 0 70
1029 28789 12 1310 1516 /7 18 1927 2122 9% 25\.727 дни \

Рис. 3. |[—ход концентрации озона на уровне 2 м; 2—его об-
щее содержание; 9Э—давление; 4—влажность; 6—вертикаль-
ные потоки на уровне 850 мб; б—на уровне 700 мб (относи-
тельные единицы) и атмосферные фронты за февраль 1959 г.

Можно также видеть, что нисходящие вертикальные потоки
часто бывают связаны с увеличением количества озона во всей
толщине атмосферы и у поверхности земли. Высокие концентра-
ции озона отмечаются преимущественно при северном и северо-
западных ветрах и в некоторых случаях — после выпадения
осадков. Обращает на себя внимание относительно низкие зна-
чения концентрации озона в районе Москвы по сравнению с дан-
ными, полученными для Западной Европы. Указанное разли-
чие, возможно, объясняется географическими факторами.

Ит

Суточный ход озона на уровне 2 м имеет ясно выраженный
широкий максимум в околополуденные часы и минимум — ночью
и утром. При неустойчивой погоде отмечаются резкие колебания
концентрации озона от 0 до 50 у/м? и выше. Колебания озона
не всегда согласуются с адвекцией воздуха, что, очевидно, под-
тверждает мнение [19, 20, 33, 36—39] о возможном существо-
вании источника озона вблизи поверхности Земли.

Относительно происхождения озона в тропосфере не суще-
ствует установившейся точки зрения. Господствовавшие ранее
представления о возникновении озона в атмосфере Земли исклю-
чительно под действием ультрафиолетовой радиации Солнца
на высотах более 20 км существенно поколеблены исследования-
ми последних лет. Первый удар стратосферной теории происхож-
дения озона был нанесен, очевидно, исследованием токсичных
калифорнийских туманов. Согласно В. Регенеру [33], измеряв-
шему концентрацию озона вблизи Лос-Анжелоса у земли и на
высотах ес помощью самолета, озон в Калифорнийской долине
образуется непосредственно из веществ, содержащихся в подын-
версионном слое аэрозоля, примыкающем к поверхности Земли.
Резкий максимум озона, наблюдаемый в этом районе в полуден-
ные часы, Регенер объясняет испарением с гигроскопических
частиц аэрозоля перекиси водорода, фотохимически диссоцииру-
ющей вслед за тем с образованием озона. По Стивенсу [39], Озон
образуется при разложении под действием ультрафиолетовой
радиации двуокиси азота, попадающей в воздух с промышлен-
ными дымами. Возникающая при этом окись азота выводится
из сферы реакции при взаимодействии с органическими веще-
ствами с образованием пероксилнитрита. Последний разлагает-
ся заново с выделением двуокиси азота и т. д., завершая цикл
‘суточных колебаний озона. Результаты исследований колебаний
количества озона в районе Лос-Анжелоса не всегда согласуют-
ся между собой (см., например, [37]; однако все исследования
определенно устанавливают явление локального образования
‚ озона, не связанного с переносом воздуха из стратосферы
в приземный слой.

В более общем плане озонообразующие факторы в нижних
слоях атмосферы рассмотрены Френкилем [19, 20], указавшим
три возможных источника тропосферного озона: 1) озон перено-
сится в тропосферу турбулентной диффузией из стратосферы,
2) некоторое количество озона образуется в тропосфере в ре-
зультате фотохимической диссоциации двухатомного кислорода
под действием ультрафиолета и 9) около 3.10/см? сек молекул
озона возникает в полосе от 30 до 60° с. ш. при разложении

о *
радиацией с длиной волны ^, = 3660 А двуокиси азота, вносимой
28

АЛЕ
,
”
434-122 * -
—————А/—”/—”—/—/—«—”—«А—/- =: т 95 .
5585: <

В связи с обсуждением аэрозольной теории происхождения озо-

в атмосферу с продуктами жизнедеятельности человека. За-
_метное в планетарном масштабе количество двуокиси азота,

а следовательно и озона, образуется при извержениях вулканов,
лесных ‘пожарах, при разложении органических соединений
(например, при окислении смолы деревьев в хвойных лесах)
и т. п. Озон образуется также при коронном и искровом электри-

ческих разрядах в тропосфере (при явлении «огней Эльма», гро-
зах, метелях и. т. п.), в результате естественной радиоактивно-

сти почвы и воздуха, при работе и испытаниях атомных и ядер-
ных устройств [38].

Вопрос о происхождении озона рассмотрен недавно В. Д. Ре-
шетовым [3] (см. статью В. Д. Решетова в настоящем сборнике).
на интересно отметить возможность перераспределения аэро-
золем озона в атмосфере, обусловленного температурной за-
висимостью растворимости озона в воде. При 0°Св 1 см? воды
растворяется 0,49 см” озона. С повышением температуры раство-
римость озона в воде уменьшается, что в определенных условиях
может привести либо к выделению части растворенного ранее
озона, либо к его полному освобождению при последующем ис-

парении всей воды. |

Окончательное решение вопроса о происхождении озона
в атмосфере Земли, и в частности в тропосфере, может быть
найдено лишь путем постановки дальнейших количественных

исследований, важное место в которых безусловно займут хими-

ческие методы определения концентрации озона.

ЛИТЕРАТУРА

1. Бритаев А. С., Кузнецов А. П. Вертикальное распреде-
ление озона. Труды ЦАО, вын. 32, 23—35, 1959. |

2. Виноградова Е. Н. Методы определения концентрации водород-
ных ионов. Изд-во МГУ, 1950.

3. Решетов В. Д. Аэрозольная гипотеза атмосферного озона. Конф.
по атм. озону. Изд-во МГУ, 1961.

4. Константинова-Шлезингер М. А. Труды Эльбрусской

экспедиции 1934—1939 гг. Изд-во АН СССР, 1936.

5. Вегпапозе А. $., КепеМ. С... Охушиишезсенсе оЁ а {ем Ноигез-
сепё сотроцп4$ о? огопе. Огопе Сцет ап@ ТесНпо|., М/азияюоп, О. С.
Атег.х. Спет, Зое.; 7-12. 1959.

0) ВтемегА. м“ Ми гогас в. Ч г155$ М. Ап еес4госБеп-

‚ пса] о2опезопае. ПО@ ММО О2опе утро. Охг4, Лму, 1959.

.Г. Втемегд, №. М: 11ога $. Ю Мейса пеазигетеп{$ оЁ о7опе

а1$1РиНоп. ГОСС \УМО Огопе Зутрозит. Охрога, ] Шу, 1959.
8. Виззу У. Бег еше ВапаНеве ипа могесвепа сепапае Ко|огите{г1зсПе.

Мефоде {иг Охоптеззипоеп. Ме!еого!. Випазснаи, Мг. 7, 14—15, 1954.

9 СагБенаух., Уаззх А. Позаве сойти 4е Рогопе анпозрйе!аце.

10.
И.
|

13.

14.
15.

16.

`Апп. Сеорбуз., №. 9, 300—308, 1953.
Сацег Н. `Егоефи1ззе свепизсН — те{еого]оз1зсВеп. Рогзспипееп. АгсН.
Мег. @еорн.. В1окЁ; Фег. В; 221, 1949.
Сацег Н. СБепузсЬ — Бо итанзсве Зи еп ш Кошо%еп ии Таипиз.
АгеН. `рнузк. ТНег., ‘1, 208, 1951.
Сацег Н. ЕгоеБп15зе уоп Охопитегзиспипееп 11 4ег ЗасНзеп. 1949—
1950. Агсь. рВуз. Т|ег., 3, 208, 1951. |
Рацу! | | 1ег А. КРесвегсвез зиг Рохопе айтозриёмаие еНебиеез ай
Зсогзфу — Зипа Тоигп. де РБуз. её ае Вайт, 7, 455, 1934.

Бану: [11егА. Сотр+., Вера, 201, 670, 1935. ы

Еншег{ А. ОЪег деп ОгопеефаЙ 4ег ищегеп антозрваге Бе? мищег-
|1сбеш НоспагисК — уе Мег пасн Меззипеен ип Еохеио. Рогзен. и. Ей
Вег. 4. К\УО, ВегИт, 15, 1941.

ЕНшег{ А. Еш епЁаснез МегЁабгепй хиг абзойеп Меззипе 4ез Огоп-.

сена {5 уоп Гай, Мееого!. Випазсраи, Мг. 2, 64, 1951.

‚Ебшмег+{ А. СесЬ2е ое Меззипе 4ез ОгопвепаИз Бо@еппанег Га. —

ап теНнгегеп $аНопеп ш! @пей ешРасБеп абзо{еп УегГабгеп. Гоигп.
афтозрег!с фегге$г. РБуз!сз, №. 2, 189, 1959.

. ЕБшег{ А. ег ог{Исве Ел иззе ацЁ еп Охопвена! 4ег ГаН. Вег.

0+. \еНега., 38, 283, 1952.

‚Егепк:е1 Е. №. Он Уегса! огопе рго{ Иез 1ш {Ве {горозрНеге. РиБИ-

саНоп ГАМАР, №_. 118, 90, 1958.

‚ ЕгепКк1е! Е. М. ТгорозрВемс о2опе. ООа \УМО. Охопе Зутрозт,

ОхЮюга, Лшу, 1959.

„ Нагг!зот Е. В. Зиасе оропе сопсепгаЙоп теазигетей{$ аё ОхГога.

Са \/МО. Ор2опе Зутрозит. Охюга, Лщу, 1959.

.‚. КауР. Измерения с самолета вертикального распределения озона до

высоты 12 км химическим методом. Сб. «Ракетные исследования верхней
атмосферы», под ред. Бойда П. Л. и Ситона М. Д. ИЛ, 1957, стр. 236—239.

‚ ГерареА4., Со1апее 1. С. В. Асад. $<4., 189, 53, 1929.
‚ Мас Рома!1 5$. Зоци@!ляз ое АщагсИс Озопзрвеге аа \Мо,

О2опе Зутшромит. Охюга, Гу, 1959:

‚ Мигеа{гоу а В. $. Зоше гесепё шеазигетеп оЁ отопе сопсетга-

Нопз Бош а Сапрегга айгсгаЙ ир фо 15 т. 1О@@ УМО. Оргопе Зутрозии 11,
ОхЮю!:а, Ушу, 1959.

‚Рапен Е... а! цескацг В. Меазигетеп{$ оЁ аНпозре!с охопе

Бу а ашск еесёгоснет!са! шеёо4. Майе, 147, 614, 1941.

. Рг1се $... Ра|е$ $. боше обзегуаНопз оЁ охопе а Маипа Хоа оЪзег-

уаюгу, Науай КС@ \УМО. О?опе Зутрозит. Охога, му, 1959.

. Ваззоо! $. Ве!аНоп епцге 1ез ера1ззеигез геди{ез 4е Рогопе абтозрйе-
11Чще её за сопсепгаНоп аи туеац Чи $01. @еоЙ$. рига е арре, №. 3,

54—60, 1956.

‚ Весенег Е. Бег 41е Зспугапкисеп 4ез О2опз 11 4ег Тгорозрнаге ип

ЗфгаюзрНаге, 1. анпозрНег. фегтезг. Рнуз!сз, №. 2, 173, 1952.

‚ ВесепегЕ. Мецез уоп Огоп ш 4ег Егданнозрваге. Майгулззеп.

Вциазеваи: 9; М. 1, 8. 1954.

‚ Ресенег Е, Раб ло|анН.. Вишере А. Дальнейшие иссле-

дсвания озонного слоя. Сб. «Ракетные исследования верхней атмосфе-
ры». Под ред. Бойда Р. Л. и Ситона М. Д. ИЛ, 1957, стр. 230—235.

‚ Верепег Е., ДисКе О. ОБег @е шееогоовзснеп Вед1пипвеп ег

ОлопзсЬ1сВ4 11 Водеппанег ГиН. АБНапа1. МНО дег ООЮ, 2, 13, 1953.

‚ Верепег У. Н. Мех ехрегитега! гезиЁз оп атозрвейс оропе. $61

‚ ргос. о 1АМАР, Гопаоп, 1956.

Весепег У. |. Тве даЙу уамаНоп оЁ айпозрНегс охопе пеаг {Пе зиг-
Тасе. ГО@Са \/МО. О2юпе Зутрозит. Охга, ]щу,. 1959.

‚ Верепегу. Н. Те уегИса| Них оЁ айпозрегс огопе. Тоигп. @ео-

рруз. Вез., №. 2, 221—228, 1957. |

‚ Весепег \. Н. Орлопе сопсетгаНоп ргой1ез. Ехр!онпе Бе айтозрВе-

ге НгзРзш!Це, 1957, рр. 188—198.

ба! 7щаг В., @11Бегё М. 0О2опе геасНоп мВ: Т — Бехепе

паи‘ апа Епе!п. Сбет., 51, №. 11, 1415—1420, 1959.

‚ Эснге! аегот А. ХФ. ТНегтоипиеаг ехр1с$10опз апа Фе огопозрвеге

РиБИсаНоп. ГАМАР, №. 115, 94, 1958.

‚ З{ерпапз Е. Ай РоПиНоп саб. герогё$ Нот. Т.0$-Апе@ез. Тоигп.

Егапк!п. [1п$4., 4, 349—359, 1957.

- Тапаеуз КУ О., Уаззу А. Эт © дозабе сыитшаце де Рогопе а{-

позрЬёгаие. С. К. Асада, $4., 244, 924—925, 1957.

‚ Те, свегЕ Е. ЕГабгипееп шё спепизсВеп’ Огоптеззтеоаеп 1. 1.

Маееого|., 6, 132, 1952.

‚ Тегсвегт [. Уего]есвепае Меззипе 4ез Огопоепа{$ 4ез ГиН ап Ег@-

Бодеп ип ш 80 т Нове 7. Е. Меего|., 9, 21—97, 1955.

‚ Те1свегЕЕ., Магш БЕ М. О2опищетзиспилоеп. ат Ме!еого(о51-

т \/анп$4о!. АрНапЁ 1. МНО 4ег ООБ.., 5, вып. 34.

‚ Те! свег1{ ЁЕ., \УМагшЪ т У. О2оптеззипоеп Огездеп — Мавиздо“

ира Е1сВ{ееге 1954/1955. ХейзсНг. Маёеого|., 9, 264—277, 1956.

. Уаззу А. АррагеЙ епгеб1$геиг 4оппап{ |а сопсепгаюш 4е Гохопе

Чап$ |’айг. @еоНз рига е арр1., 1, 164—173, 1958.

. Уаззу А. СопсемгаНоп ае Рат еп оропе а 1а зЗфаНоп зЧепИНчие ди

Гапёйтаи]осВ. С. К. Аса4., $41., 25, 2409—2411. 1958.

. Уаззу А. О2опе сопсептайоп аё отоипа 1еуе! — аа \МО О2опе

Зутрозшт. Охога, Лу, 1959.

. Маде|111 С. РёегитпаНоп оЁ огопе апа оег ох!9ап{$ ш ат. Апа|у%,

Срет., 3, 441—442, 1957.

‚ Магм Ь + \., Вестюпае Ожщегзисбипееп дез Бодеппарен Огоп. АгсН.

Рруз. ТНегар., 4, 328—336, 1958. Меази!ше отопе 11 {Ве ога®юзрПеге.
Мех 5с1еп(з{., 2, 39, 1957.

_мМехтевы.. Моге!1апа №. Нада вВ., МеуапЕ №. А рге- |

Ииипагу герогё оп огопе офзегуа оп$ аё Ге Атшегса, А{агсИса. аа
ММО, О2опе Зутрозит. ОхЮюга, ]щу, 1959.

местно с Главной геофизической обсерваторией им. Воейкова

° в 1957 г. организовал озонометрические наблюдения на о. Дик-
`’сон. Учитывая важность озонометрических наблюдений в период
МГГ по инициативе Арктического и антарктического научно-
исследовательского института дополнительно были организо-
ваны наблюдения еще в двух пунктах: о. Хейс и СП-6, дрейфо-

Г. У. КАРИМОВА

НЕКОТОРЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ НАБЛЮДЕНИЙ ЗА ОЗОНОМ

_В АРКТИКЕ В 1958 г.

АБ (тае*

ОрзегуаНопз о{ охопе \меге огсап12е4 а{ оБзегуаюез оГ П1хоп.

1$. Не! [3. СП-6 (Мог Ро!е-6, тоу1п5). ОБзегуаНоп$ \меге таде
УИ охопотеег о! Сепга! Чеорвуз1са1 ОЪзегуафогу, \ИВ 51а$$
Негз а Не]5$ (оп1у аЁ 4ау) ап а СП-6, ап4 аё Р!1хоп ми
зресёгорбофотёег мВ а1ШтасЧоп 514. АП 4еху!сез \уеге сот-
рагед \Ий РоБзоп зреспорноюотеег ш Шешпега4, ап зо Ше
Дафа о! ТаБе | аге зиррозе фо Бе зиШ<еп у Ботобепеоцз.
Аппиа! гапое о{ охопе 15 уегу ргопоипсей ш АгсИс, фе ю{а1

атоцп х АпииизБез Гош Арг! фо Аиои$ Бу 44% аЁСП-6, апа -

Ъу 30% аЁ.П1хоп (сотрагед мВ 21% ш УоуеЖохо пеаг Гепп-
отад). ш АргИ Фе о2опе атоипй 1п АгсИс 15 огеаег (апа Пе те-
г! опа! эгаФеп{ зпагрег), ш Аиеиз{-зтаПег, {Пап ш УоуещЖоуо.
Ртезитаю]у, е охопе тахипит ш Фе зргше 15 |осайе4 агоцпЯ
{о Че Мог Рое, Беуопа е 1аНае 80° М, змпеге И \аз
{роизб{ БеГоге. |

[шт Арг! Пе согге]аЙоп сое с1еп{з Беб\уееп охопе ап4 {етре-
гафиге аЁ Бе! о! 6,9 апа 15 т ароуе Ше Не1з$ [$ апа е СП-6
13 песайхе ап Чесгеазез у ею. ш зититег бе согге]аИоп
15 еуеп тоге с1юозе. _
_ ТЬе дау ® дау уапа у о! фю{а| охопе 1$ огеафег аё Ше Не!зз
13 Чап аЁ аЁ Фе Мог Рое, \уВеге 11е зупорИс асйуПу 1$
а1зо 1е5$ ргопоипсеа.

В связи с Международным геофизическим годом Арктиче-
ский и антарктический научно-исследовательский институт сов-

ТОТ 1
|| _

ПАНА И
и,

он

- _

Ех

ЕЕ

7х ес
Е
К и

Е
Ан

и
Е

=
Е
к

ЕЕ

Уг ©.
У ——

И
РАКЕ о
НА Р]-

Рис. 1. Расположение озонометрических пунктов в Арктике

вавшей ‘в 1958 г. В настоящее время наблюдения продолжа-
ются на дрейфующей станции СП-8. В результате всех
этих наблюдений впервые были получены данные об общем со-
держании озона в высоких широтах Советской Арктики (рис. 1).

Оснащение указанных станций было различным. На о. Дик-.
сон измерения проводились в светлое время по прибору СФД-1
({спектрофотометр с диффракционной решеткой), ночью по лун-
ной установке ОФЭТ-3. На о. Хейс работали с озонометром кон-
струкции ГГО. На дрейфующей станции СП-6 измерения про-
водились озонометром конструкции ГГО только в светлую часть
года (из-за отсутствия ночной установки).

Озонометр ГГО представляет собой электрический фотометр
с двумя светофильтрами, которые являются комбинацией стек-
лянных светофильтров:

3 Заказ 94 33

|. ЖС-3- УФС-2 с полосой пропускания от 3040 до 3240 А.

2. С3С-18 + УФС-2 с полосой пропускания от 3640 до 3800 А:
Для измерения общего содержания озона на всех пунктах
использовался оптический метод, основанный на ослаблении

прямого ультрафиолетового солнечного света атмосферным 030-

ном. Для исключения влияния аэрозолей наблюдения велись
в двух участках спектра. Увеличение содержания озона в атмо-
сфере вызывает, большое ослабление ультрафиолетового света
в первом участке спектра, который совпадал с правым краем
полосы Гартлея, в то время как во втором участке прямой сол-
нечный свет не ослабляется заметно озоном. По величине ослаб-
ления ультрафиолетового света определялось общее количество
озона в атмосфере в сантиметрах. Приемником служил днем маг-
ниевый фотоэлемент, нечувствительный к красной и инфракрас-
ной частям спектра, ночью — фотоумножитель ФЭУ-18.

Наблюдения велись в светлое время по прямому солнечному
свету; на о. Хейс через каждые 15 мин, на С]-6 ежечасно в яс-
ную погоду, а при наличии облачности в разрывы между обла-
ками.

Общее содержание озона измерялось в интервале высот Солн-
‘па от 12 до 35°. Нужно отметить, что в весенний период, когда
в Арктике часто стоит ясная погода, Солнце находится низко
над горизонтом, летом же небо нередко бывает затянуто НИЗКОЙ
облачностью, что весьма ограничивает возможность измерения
озона. Общее число измерений озона на о. Хейс с марта по сен-
тябрь 1958 г. составляет 1870, на (11-6, с апреля по август —
- только 290, в связи с тем, что наблюдения проводились аэроло-
гом станции, выполнявшим также аэрологическую программу
работ. о
Определение озона с помощью прибора СФД-1 сводится
к вычислению х по следующей формуле:

Г ом
0.865.

где [.о— отношение интенсивностей /о и Г), прямого солнечного
света вне атмосферы. -
[ — отношение интенсивностей Ги Г’ прямого солнечного
света двух длин волн ^ и А.
и — оптическая масса озона, зависящая от угловой высоты
Солнца.
т — оптическая масса атомосферы.
Для озонометров ГГО использовался доугой метод расчета

озона. Обработка наблюдений по этим приборам производилась’
при помощи номограммы, рассчитанной по формуле Бугера для
С (Л:

спектральных интервалов в 20 А, при различных высотах Солн-
ца для всех значений озона х (от х = 0,20 дох = 0,52 см). Эта
номограмма позволяет графическим путем определить содер-
жание озона по известному отношению интенсивностей Г, и по
высоте Солнца. С номограммы снималось общее содержание

Я си
0600

``.
ы

1400

` <

Месяцы

Рис. 2. Среднемесячные значения общего
содержания озона в Арктике за 1958 г.
Г—<С1П-6; 2—0. Хейс; 3—0. Диксон: 4 —
пос. Воейково

озона с точностью до 0,005 см. При малых высотах (менее 15°)
ошибка возрастает вследствие сильного сгущения изолиний
озона на номограмме. |
Перед отправкой в Арктику была проведена градуировка
всех приборов по спектрофотометру Добсона в Главной геофи-
зической обсерватории им. Воейкова, которая показала, что‘.
погрешность измерений озонометрами ГГО не превышает 5%.
После возвращения из Арктики озонометр с СП-6 был вторично
проградуирован, при этом оказалось, что за пять месяцев рабо-
ты в арктических условиях градуировочный коэффициент при-
бора изменился на 6% от первоначальной величины. Приведен-.
ные выше соображения позволяют считать, что материалы трех

станции достаточно однородны и их можно использовать для
сравнения. |

3 т
5 35 =

г Результаты измерения общего. содержания озона в Арктике

за период с марта по сентябрь 1958 г. по трем станциям: Дик-
сон, Хейс и СП-6 представлены в табл. |, где даны средне-
декадные значения общего содержания озона, и на рис. 2, где
нанесены среднемесячные значения озона. Для сравнения на
график нанесены данные пос. Воейково за тот же период. Из
графика видно прежде всего, что общее содержание озона в
Арктике значительно уменьшается от весны к осени. За период

Таблица" |

&
Среднедекадные значения общего содержания озона в см
| в Арктике за 1958 г.

о. Диксон о Хей СП-6
—

Март ] — — —
И — р | =

Ш ты 0,551 ^- о

Апрель | — 0,510 —
И 0,415 0.462 0,539
Ш | 0,422 0.458 _ 0,548
Май | 0.475 0.455 0,526
И 0,452 0.479 0,490

Ш — —- 0.432
М — 0.330 ° | 0.389
И 0,370 0 321 0,345

Ш 0.302 0’328 0,354

Июль ] | 0.314 0,348. 0,308
т] 0.223 0.309 0395

Ш 0,185 0’284 0.334

у . й : ь О Е ВЫ ЗЕ нете СО ИО ОН

Август 1 | 0.222 0,301 0,302
ТЕ 0.295 —

о = 0 267 —.

с апреля по август 1958 г. оно уменьшилось на СП-6 на 44%, на
о Хейс. на 40%. на о. Диксон на 30%, в то время как в пос.
Воейково это изменение составляет только 21%. Аналогичная
картина спада (—50%) обнаружилась так же Го наблюдениям

| 36

Юхансена в Тромсе. Такой резкий спад кривой в высоких
широтах согласуется со значительным изменением количества
солнечной радиации от зимы к лету.

Если в апреле озона в Арктике больше, чем в Воейково,
то в июле соотношение обратное — в Арктике озона становит-

| 0.02см А ГА ;

“дате И \) и / д

а о х Ат

72 №& . —
а.
Г ГИ | Си

ы }
ее АН (89-200) м6.
0.02 вм |

0 7 ` Е
-002 км ВЕ ки у «<
2689 2027.22292429.2 Дни
Рис. 3. Отклонения от средних величин х,

11509—300 мб, р» Гтр» и Г15 км за апрель
° 1958 г. на о. Хейс

ся меньше, чем в Воейково, что подтверждает известный
вывод о перемещении максимума содержания озона летом на
широту 60°. о —

Широтный ход озона наиболее ярко выражен в апреле: боль-
ше озона на СП-б и на о. Хейс, чем на о. Диксон и в Воей-
ково. Это значит, что максимум озона весной располагается

гораздо ближе к`полюсу (севернее 80° с. ш.), чем думали ранее.
Помимо сезонных изменений общего содержания озона, связан-
ных с изменением притока солнечной радиации, наблюдаются
короткопериодные изменения общего содержания озона, зави-
сящие от циркуляции атомосферы. Поскольку в слоях ниже
_25 км процессы распада и образования озона происходят очень

Рем! р.
-0022н — о
и. ДИ тр .
>
сх : \\ их
и. е р \ 1
1 $64 х А \ у р Е
, ‹ х// < ` :
-04н[ \ 7 о. ДИ (500-800) мб.

002км Е

ОЕ
-й02км =

НОЕ

И ее А о Е
234956 789 01 121316 15 16 1718 19 20 81 2225242528 ДнЕ

Рис. 4. Отклонения от средних величин х, 500-300 мб,
Нтр Тур и Т5 Км за июль 1958 г. на о. Хейс.

медленно, то озон там можно рассматривать’ как` консерватив-
ную примесь к ‘воздуху. Перемещаясь ‹с воздушной массой, он
может в ряде случаев служить характеристикой данной воз-
душной массы. Таким образом оказывается возможным связы-

вать резкие изменения общего содержания озона с изменениями

температуры. Исходя из этого представлялось интересным про-
анализировать полученные озонометрические данные с целью
выявления связи общего. содержания озона в атмосфере Аркти-
ки с аэросиноптическими условиями. Для подробного анализа
ежедневных данных были выбраны два месяца — апрель и июль,
поскольку они наиболее ярко характеризуют весенний и лет-

ний сезоны В Арктике. День за днем общее содержание озона
сравнивалось со средними термическими условиями тропосфе-

- ры, стратосферы и переходного слоя — тропопаузы. Для харак-

теристики температур верхней тропосферы была взята толщина
слоя 500—300 мб, затем рассматривались высота и температура
тропопаузы, а для характеристики температурного режима

+002 км
И
-0.02км|

ПЕТЯ 1920271 222324 252627 Дни

Рис. 5. Отклонения от средних величин
х, 500—300 мб; Мтр» Тлр и Гьь за апрель
1958 г. по СП-6

нижней стратосферы была взята температура на высоте 15 км.
Она соответствовала приблизительно максимальной высоте подъ-
ема радиозондов в указанные месяцы.

Результаты такого сопоставления приведены на рис. 3, 4
и 5, где нанесены отклонения от среднемесячных значений об-
щего содержания озона (Ах), толщины слоя 500—300 мб
(АНзо-з0), высоты и температуры тропопаузы (АН„, и АТ,,)
и температуры на высоте 15 км (АТ15) для о. Хейс за апрель
и июль и для СП-6 за апрель 1958 г. (в июле данные по
СП-6 очень малочисленны). Коэффициенты корреляции между

общим содержанием озона (х), температурой на 6 км (Тб кн),

температурой на 9 км (То к), высотой тропопаузы (Н.,) и темпе-
ратурой на 15 км (Ту, к): приведены в табл. 2. Из нее следует,
что характер корреляционных связей в апреле по обеим стан-

39.

Таблица 2 циям одинаков. Коэффициен-
Коэффициенты корреляции ТЫ корреляции озона с тем-
о пературой наб км г (х, Тв ки)
имеют большие отрицатель-
О. Хейса СП-6 ные значения, к 9 км они
Апрель Апрель уменыпаются и на 15 км со-
| храняют отрицательный знак

кх, Т)=0,49 ТР р

ГР, 007 „(Х, Т)——0'01 И малую величину. Коэффи-
г(Х, Нтр)=— 0.47 ^(Х,Нтр)=—=-0/70 циенты корреляции ‚ между
Г(Х, Ть)=—0,19 "(Х,Ть)=—0,23 общим содержанием озона и
высотой тропопаузы г(х, Нл}

а весной и летом отрицательны
Хх, Тур=—0,82 | ° ив июле достигают на о. Хейс
г(Х, Т.)=—0,72 величины 0,87. В июле на
КХ, Нтр)=—0,87 | о. Хейс коэффициенты кор-

КХ, Ть)= 0,82 реляции озона со всеми эле-

ментами имеют болышую ве-
личину и между 9 и 15 км знак корреляционной связи
меняется на обратный. Увеличение коэффициента корреляции,
относящегося к 15 км, летом по сравнению с весной следует
объяснить значительным увеличением солнечной радиации в
полярной области в летнее время.

Для учета роли синоптических условий были проанализи-_
рованы приземные карты погоды, а так же карты барической то-.

пографии АТ5оо и АТэ2оо. Качественно была оценена адвекция
температуры в тропосфере и стратосфере и рассмотрена смена

и колебания интенсивности барических образований. Известно,

что в районах Арктики, прилегающих к северу Атлантики и
Тихого океана, атмосферные процессы отличаются большей
интенсивностью и изменчивостью, чем в Центральной Арктике.
Это можно заметить, если сравнить синоптические условия
в апреле на о. Хейс и на дрейфующей станции СП-6 (рис. 3 и 5).
Оказывается, что обстановка в районе о. Хейс в апреле харак-
теризуется частой сменой знака барических образований и зна-
чительной адвекцией тепла в тропосфере; так, 22 апреля темпе-
ратура воздуха у Земли за 12 час повысилась на 19° и продол-
жала повышаться в последующие дни. При этом общее содер-
жание озона по сравнению с предыдущим днем понизилось на

9% и оставалось таким и в последующие дни. Относительную.

«активность» о. Хейс в апреле подтверждают также широкие
пределы изменения высоты и температуры тропопаузы, А.
40 кии АГ, Ш. | р. _

В то же время дрейфующая станция СП-6 находится в бо-
лее стационарном циклоническом поле, прослеживающемся до

200-миллибаровой поверхности с незначительными колебания-
ми Нр и Тр (АН, — 0,8 км и АТ,, —5°) и почти постоянной
температурой на высоте 15 км. Значения общего содержания
озона на СП-6 в апреле отличаются болышим постоянством и
его отклонения от среднемесячной величины лежат обычно в пре-
делах ошибки наблюдений.

Выводы

1. В Арктике наблюдается более резкий сезонный ход об-
щего содержания озона по сравнению со средними широтами.
_ 2. Проявляется также резко выраженный, по крайней мере
до 80° с. ш., широтный ход озона; на СП-6 и на о. Хейс озона
больше, чем на о. Диксон и в пос. Воейково. |
3. В отличие от результатов, полученных Юхансеном для
Тромсе в Арктике коэффициенты корреляции озона с темпера-
турными характеристиками в апреле малы и сохраняют отри-
цательное значение до высоты 15 км; в июле они имеют большую
величину и коэффициент корреляции озона с температурой на
высоте 15 км принимает положительное значение..

НИТЕРАТУРА

—

‚ Добсон Брюер, Квайлонг. Метеорология нижних слоев
атмосферы. Успехи физических наук, 31, № 1, 1947. а
. Прокофьева И. А. Атмосферный озон. Изд-во АН СССР, 1951.
Х востиков И. А. Озон в атгмосфэре., Успехи физических наук,
49, № 2, 1956. |

К у н ецов Г. И. Проблема озона. Метеорология и гидрология, № 4,

‚ ЛонНапзеп. УапаНопз ш Пе 1ю{а| атоцпй оЁ огопе оуег Тгоп1зо гп4
{пеш -согге!аНоп уЙН о ег тше{еого|оз1са| е]етеп{5. Чео{уз. Ри |., ХХ,
№. 5, 1955.

6. Могтмапа СВ. АнтпозрНемс охопе ап@ иррег аг соп@Нопз. Оцаг.
`'Тоиго. Коу. Ме. $ос., 79, №. 339, . 1953:

7. Мее{ Наш. Те согге!аНоп оЁ {Не атоипё о{Ё огопе мВ оШег снагас{е-

г151с$ оЁ Пе айпозрНеге. Оцаг{. Лоигп. Коу. Ме{. Зос., 63, №. 271, 1937..

сл нь 92 55

был снабжен светофильтром Андреева из стекла, изготовленного
на основе тетрабората натрия. Спектральная пропускательная
способность его непрерывно уменьшалась и уже весной 1958 г
стала практически равна нулю. Это заставило нас отказаться
от анализа и публикования данных, полученных с помощью
этого прибора. Поэтому следует считать, что систематические
наблюдения за общим содержанием озона в атмосфере начались
только с апреля 1958 г., когда в обсерваторию о. Диксон был

Т. С. ГОЛЬМ

ВРЕМЕННОЙ ХОД ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ
АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА НАД о. ДИКСОН и ЕГО СВЯЗЬ
С МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИМИ ЭЛЕМЕНТАМИ

АБзЁгас:

ОрзегуаНопз о! охопе ш Ше П!хоп обзегуафогу \еге саглеа
оц УИ ацаг зресторвоютеег %ИЬ аИЙНасйоп па (91зрег-
_ з1оп 32 А/ит) апа $5 — Сз рНоюсеЙ. Махипит оЁ х маз оБзег-
уе 1ш Магсв. ТНе ремоа АргИ — Мау \еге тагкеа Бу уегу рго-
поипсей 4ау-ю-4ау уайаНоп$ ох, $0 отеа{ аз 25—30%. ТПе уа-
нару 15 Ше отеаез{ ше сеп{га| агеа о! апИсус1опез ап т
{фе сусопс 1гоцяйз. ЭвпШсат песануе соггаНоп оЁ х УИ
{етпрегайате 11 518 фгорозрпеге апа 1о\мег зтаюзрйеге 15 ‘оБзег-
уе ш Тапе — Лщу, (1. е.— 0,47 Гог 1-12 кт), апа 40ез пой ех1$
ш Ацсиз{ — берфетег. п Арг!1 — Мау м1 4$ {тот зо Ь1п5
+ре 1псгеазе оЁ орхопе, апа со! гоп Тот Септа! Ро]аг Ваз
4о по! {п Йчепсе {Ве фо{а1 охопе сощепф, сотгагПу 10 фе уапайо1п$,
оБзегуед ш пе. 1аНааез. -

В настоящей статье излагается краткий предварительный
‚анализ материалов наблюдений за общим содержанием атмосфер-
ного озона в обсерватории 0. Диксон за 1958—1959 гг. в сопо-
‹ставлении с некоторыми аэрологическими данными. |

1. ПРИБОРЫ, МЕТОДИКА И ПОГРЕШНОСТИ НАБЛЮДЕНИЙ

. Наблюдения над общим содержанием атмосферного озона на-
чаты в обсерватории о. Диксон с | июля 1957 г. и велись вначале
с помощью озонографа ОФЭТ-3 системы С. Ф. Родионова, А. 1.

Ошеровича и Ш. А. Безверхнего. Этот прибор, как известно,

доставлен спектрофотометр СФД-1| с кварцевой оптикой. Заме-
гим здесь, что наблюдения за общим содержанием озона в атмос-
‹фере ведутся в обсерватории о. Диксон только по прямому сол-
нечному свету или по лунному свету около полнолуния.
Прямой солнечный свет направляется в монохроматор при-
бора при помощи гелиостата, снабженного кварцевой трех-

_ а Рис. 1. Оптическая схема СФД-1:
ь |. рцевая пластинка; 2—входная щель; 8—реплика с ди-
ракционной решетки; 4—объектив внеосевая парабола;: 5—
выходная щель; 6—линза

гранной призмой, поворотным зеркалом и линзой, фокусирую-
щей световой пучок ‘на входную щель монохроматора Би.
ческая схема прибора представлена на рис. 1). Параллельный
пучок света разлагается в монохроматоре в спектр при помощи
реплики с диффракционной решетки, имеющей 600 штрихов ты
1 мм, нарезную поверхность 60 х 60 мм и наиболыную концен-
трацию энергии в спектре первого порядка. Диапазон работы

монохроматора 2200—11 000 А. Дисперсия постоянна по все-

(©) : Е
а спектру и равна 32 А/мм. При выходе из монохроматора при-
о пучок очищается комбинацией стеклянных све-
ьтров УФС-2 — ЖС-3, которая вырезает участок спектра

: о т
3100—3400 А. Затем монохроматический световой пучок посту-

—_ на сурьмяно-цезиевый фотоэлемент с окном из тонкого
увиолевого стекла. Фотоэлектрическая. схема прибора представ-

}
|

\
]
й
,

р —
, $
п

лена на рис. 2. Основной принцип ее работы такой: фототок

‘подается на сопротивление 2,9 киломегаома, включенное между

Е ее Рю

|
. |
`|

Г.

чить данных непос

———— — тина
| ААЛ— )
|

|
|

сеткой и катодом первой лампы усилителя. Падение напряже-
ния на сопротивлении усиливается и подается на отсчетное уст

Усилитель

„оли ть точ лома

93мом

2А2М |

—

6»

РИ

МОм И5ОМЬ
/рорка пере.

И АЛА а
_290м Зоя 3900м

9090мз | и 9

909 /ам ри Г
96905 3 9980М

бои

х оточетный
поперцибмЕ р

Рис. 9. Фотоэлектрическая схема СФД-1

ройство, построенное на компенсационной схеме. Отсчетная по-
тенциометрическая схема спектрофотометра сделана таким об-
разом, что он позволяет измерять только отношение интенсив-
ностей двух световых потоков. Это, конечно, является некото-
рым недостатком прибора, так как с его помощью нельзя нолу-
редственно об интенсивности солнечной ра-
диации В ультрафиолетовой части спектра. Продолжительность,
одного отсчета по прибору не превышает 15—20 сек (разумеется,
при известной тренировке наблюдателя).

Наблюдения велись нами при ширине выходной щели моно-
хроматора 0,3—0,8 мм, т. е. спектральный интервал светового

(©) :
пучка не превышал 95 А. Проверка показаний шкалы монохро-

— —— —--=-
И енинний ——— ИЕ ОИ ИИ МИ

с о прибора проводились регулярно раз
т д по спектру ртутно-гелиевой дуги. Интересно от-
‚ что шкаловая поправка совершенно не зависит от тем-

ры прибора, но колеблется в пределах 4—5 А. Эти коле-
бания поправки учитывались нами непосредственно при изме-

ПолравАз
ВА

Я р Е
ххх] оФФо 2

Е ео Ол пох
1959 г.
2—поправка с 22]П по р. 1959 ой

рениях. Для иллюстрации приводим г
м график зависимости по-
правки от температуры прибора за 1959 г. (рис. 3). Сдвиг сред-

т {®)
ней величины поправки с 20 до 60 А произошел при небольшом
механическом сотрясении прибора.
—. а О за общим содержанием озона в атмосфере
ами были подобраны две пары длин волн, наиболее

удобные: для работы в условиях Арктики. 1-я пара: А1= 3114 А,

ы о

.\2= 3324 А; 2-я пара: Л1= 3088 д. № 3350 А. Первой парой
и волн мы пользовались при высоте Солнца меньшей 50
о ($) от 23 до 40’. Расчеты производились по известной
} рмуле для двух длин волн. Коэффициенты поглощения озона
брались по последним данным Вигру для температуры —44°

Го= ] Ио ля каждой
5 . Д аждой формулы определено графически по

трафикам Д.(и), где Г. = р
ф (и), где Ё 1 ( „”)› Издвухлетнего ряда наблюдений

в дни с неизменными метеорологическими условиями, пров
и анализом синоптических карт. Го для 1-й пары и:
р ре. и. а из 56 графиков, для второй пары длин
м рафиков. Разница между данными, полученными
т длинам волн при параллельных наблюдениях, лежит
в пределах погрешности наблюдений.

Вообще при определении погрешности наблюдений мы ока-
зались в затруднении, так как нам не изестна погрешность элек-
тронной схемы спектрофотометра и определить ее в Условиях
о. Диксон мы не могли. Приближенно, согласно сделанным рас-
четам, относительная погрешность равна 6% и зависит почти
целиком ‘от точности отсчетов. При достаточной тренировке на-
блюдателей она снижается до 9—0 | |

Согласно паспорту прибора, количество рассеянного света
в приборе достигает одного процента только при измерениях

©)

на участках спектра 2900—2400 и 10 000 —11 000 А, на других
участках оно ничтожно мало. Об этом же свидетельствует тот
факт, что ход общего содержания озона при измерениях его
до Й® = 10—11° остается неизменным, тогда как из элементар-
ных соображений ясно, что наличие В приборе заметных коли-
_честв рассеянного света приводило бы к искусственному завы-
пению общего содержания озона в атмосфере при ео.

Сравнение СФД-1! с эталонным спектрофотометром Добсона
проводилось в течение 20 дней весной 1958 г. в пос. Воейково
и дало удовлетворительные результаты. `Данные, полученные
при пареллельных наблюдениях по обоим приборам, оказались
достаточно близкими друг к другу.

Наблюдения по прямому лунному свету проводились по лун-
ной установке прибора ОФЭТ-3. Однако по ряду причин мат--
риалы, полученные в зимние месяцы, для анализа не использо-
вались. Скажем только, что по целому ряду конструктивных
особенностей для работы в арктических условиях прибор ОФЭТ-5

мало приспособлен.

2. ВРЕМЕННОЙ ХОД ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ ОЗОНА ПО
НАБЛЮДЕНИЯМ НА 0. ДИКСОН

Обшее количество наблюдений за содержанием озона в аг
мосфере представлено в табл. 1. В числителе дроби — число
дней, в знаменателе — число случаев наблюдений.

На рис. 4 представлена сглаженная кривая годового хода.
общего содержания озона в атмосфере. Сплошная линия —
осредненные данные за двухлетний период наблюдения, пунктир-
ная — данные за один год. Ход общего содержания озона за пе-
риод апрель — октябрь совершенно одинаков Для обоих лет.

Обращает на себя внимание тот факт, что минимум оЗонной
кривой приходится не на осень, а на конец июля, второй неболь-
шой минимум имеет место в декабре. Связан он, очевидно, с по-
лярной ночью. Максимальное содержание озона. в атмосфере
наблюдается в марте. В апреле и мае наблюдаются резкие меж-

46.

Таблица |
о

Месяц |
т `
— Ги | У | У Ууш хх || хн| 34
од

И О ВЕ ВНИИ

К-во

дней | — | — | — й
а У в та м
К-во

случ. | — | — | — |151 |173 |142 [298 | 76 | — (228 |447 |914 [1729
И нае
К-во
дней 3 | — Е:
а 1
К+во

случ. | 68 | — |599 557 511 481 1960 438 150130 |: 15919

ен

суточные колебания содержания озона, амплитуда которых до-
стигает иногда 25 —30% от среднего количества озона : _
сфере, причем общее содержание озона в атмосфере продолжает
‘оставаться сравнительно высоким. Затем с конца мая начинает-
ся резкое уменьшение количества озона в атмосфере; межсут
ные колебания также резко сокращаются по амплитуде — о
не дневной ход общего содержания атмо-
о. о следующую особенность: в большинстве
час по местному времени (6—8 час по москов-
скому времени) содержание озона в атмосфере несколько воз-
ее а затем остается примерно постоянным в течение дня
а рис. 5 приведены два графика дневного хода содержания о -
на ы за 22 июня 1959 г. и за 18 июля 1959 г. -
т несколько подробнее на быстрых, короткопе-
ских колебаниях общего содержания озона в атмосфере,

НН
аблюдающихся в течение дня. Анализ материалов наблюдений

а только ясные дни, чтобы исключить влияние облач-
и 1959 г. показал, что вообще амплитуда быстрых
и. меняется от дня ко дню от 1,5 до 9% от среднесуточ-
и озона, И колебания эти тесно связаны с бари-
и обстановкой над Диксоном. Для анализа последней нами
использовались карты АТ-300. Максимальные по амплитуде ко-
лебания, достигающие 5—9% от среднедневного уровня, наблю-
даются в центре антициклона и в циклонических ложбинах т.е
в областях, где могут сменяться воздушные потоки различного

о
происхождения. В размытом барическом поле и на крайней пе-

м, в условиях менее возмущенной
превышают 2—8%, что соот-
ний. Эти колебания не свя-
ем года и не зависят от общего содержания озона
в атмосфере. Сказанное выше проиллюстрировано в табл. 2.
Особенного интереса заслуживают приведенны в ней данные
за 20—99 июня 1959 г.; 20 и 21 июня на уровне 300 мб поверх-
ности над Ликсоном располагался центр антициклона, посте-

риферии барических систе
атмосферы, быстрые колебания не
ветствует прёделу точности измере

заны с времен

Сентябрь
Денабрь

Рис. 4

пенно смещающийся на северо-восток. 29-го Диксон находился
уже в тылу этого антициклона. Короткопериодические колеба-
ния содержания озона достигали 20-го 9,6%, 21-го уменышились
до 5,6% и 22-го прекратились вообще. Соответственно понизи-
‘лось и общее содержание озона с 0,324 см 20-го до 0,284 см 22 ию-

ня. Этет последний факт, возможно,
о влиянии нисходящих токов В НИЖНе
содержания атмосферного озона ПЭ
3. СВЯЗЬ ХОДА ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ АТМОСФЕРНОГО

ОЗОНА С ХОДОМ ОСНОВНЫХ МЕТЕОЭЛЕМЕНТОВ В ВЕРХНЕЙ
| ТРОПОСФЕРЕ И НИЖНЕЙ СТРАТОСФЕРЕ

Для расчетов коэффициентов корреляций между колебания-
ми общего содержания атмосферного озона и ходом метеороло-
тических элементов на различных высотах в атмосфере, мы поль-
зовались данными аэрологическ
Диксоне за период апрель — сентя

й стратосфере на рост

подтверждает гипотезу Рида _

ого зондирования атмосферы на
брь 1958—1959 г. Так же как.

И и по. озону, аэрологические таблицы подвергались
тщательному критическому просмотру и сомнительные данные

исключались из рассмотрения. Для сопоставления с ходом со-

Х-10 ом

ге.

[8. ИХ. 592

р
| | Время моб. 40сл-
| РИе. 5

Таблица. 2

Общее Ср. ампли-
туда быст- Синоптическая обстановка

содержа-
Дата Не рых коле- на уровне 300 мб поверх-
а и ности
(0
| не
ие Г. 0,392 | Гребень АЦ
ии Г 0,491 235 Размытое барическое поле
и - а р Передняя часть Ц Е
20/У1—1959 г. 0,318 ов а у
о р 0,313 5,3 Центр АЦ
а _ о 2,0 Центральная часть АЦ
Е 0.313 у Размытое барическое поле
А 10 0240 Е
- — 3,1 Размывающийся гребень А
31/УП—1959 г. 0.277 5,1 Центральная ть о.
_ онарного АЦ.
и. и 4,3 Юго-восточная периферия Ц
0, 145 а. ‘перифе-
АХ 1959 г. рия
1/1Х—1959 г. 0,288 2,9 Размытое барическое поле
4 Заказ 24 - | — _ 49

держания озона нами были выбраны следующие характеристики.
высота и температура тропопаузы, температура и давление на
высоте 6, 8, 10, 12 и 14 км. Средняя высота тропопаузы За рас-
сматриваемый промежуток времени была равна 9,3 км. Данные
по озону и остальным элементам осреднялись нами по пятиднев-
кам. Из-за малого количества солнечных дней на Диксоне слу-
чались пятидневки, когда на
|9 дня. В этих случаях данные аэрологического зондирования
брались только за те дни, когда наблюдался озон. Все осреднен-
ные по пятидневкам данные были разбиты натри группы по два
месяца в каждой, и коэффициенты корреляции рассчитывались

отдельно для каждой группы. Такое разделение всех имеющихся
материалов на группы представляется нам вполне естественным,
ается характерными особенностями

так как каждая из них отлич

в ходе содержания озона в атмосфере. Высокое общее содержа-
ние и резкие межсуточные колебания типичны для первой груп-
пы (апрель — май), ослабление межсуточных колебаний и рез-
кое уменьшение общего содержания—дДля второй группы (июнь—
июль) и, наконец, некоторый рост общего содержания озона
в атмосфере отмечается в третьей группе (август — сентябрь.

Коэффициенты корреляции подсчитывались по отклонениям

средних значений за пятидневки от сглаженной среднегодовой
кривой для каждого элемента. Полученные результаты пред
ставлены в табл. 3. Коэффициенты корреляции, как можно виИ-
деть, весьма существенно отличаются от полученных Юхансе-
ном для Тромсе [9] и Мизамом для Оксфорда [111. Прежде всего,

наибольшие значения коэффициентов корреляции озона с тем-

пературой и давлением получились не для весенних месяцев,

а для летних. В апреле — мае корреляция мала, ав августе —.
сентябре практически отсутствует. совсем. Интересно отметить
при этом, что коэффициент корреляции (отрицательный) с тем-
пературой в апре
наибольшее значение имеет на высоте 14 км.
Коэффициент корреляции для содержания озона и давления
самый болыной на высоте 12 км и все же и здесь очень невелик —
всего — 0,47. По данным Юхансена [9], коэффициенты корре“
ляции между содержанием озона и высотой тропопаузы, содер-
жанием озона, температурой и давлением На высоте би 12 км
равны в среднем 0,56 по абсолютной величине, корреляция с тем-
_пературой отрицательна в верхней тропосфере и положительна
в нижней стратосфере, для остальных элементов корреляция

отрицательна. Данные, полученные нами ДлЯ второй группы,

вполне удовлетворительно совпадают с данными для Громсе,

за исключением малого у нас коэффициента корреляции между

50 ;

блюдения за озоном велись всего.

ле — мае возрастает по величине с высотой и

Таблица 3

85 Г о
9
я Ю Е |
\®)
[95 о о
| :
о |
ЕЯ | |
13 гр
>
Ра —-
= © =
. С> МЕ:
Е - Е -
о а 2
18| 9 и
ЕЕ
д анны
= 2343334933334 3 443444334
>. нот енас ее
ы ее:
. Е _ тт | _ а < = о
И м ЕЕ | й И
с о ПИ
= У > У |
-
в Еее |
|= ©. ы —ч -—ч —4 —— а ыВ Е > ВЫ
Е о я о ао — — ав
ен т ве
Е 09 < 4) «®)
поте незена
Фо ооо = у . о
тт
т т
т ЕЕ
д хх ы
2 а Е
в а
. а #73782
И 91297.
=
анны вай _
ааа 4 2
ее © ю =
т
а
о а ЗЕ о
ттт аа
= Ти
а
НФ
я = = = <> со о зы

общим содержанием озона и давлением на уровнях а

На рис. 6 приведен график, на который нанесен ср т Ге

двух лет ход общего содержания озона За период апрель о

тябрь по пятидневным данным и соответственно а ее

ход высоты тропопаузы. Из графика очень ясно видно, ‚ а

шем ход общего содержания озона и высоты тропопаузь О
воположны, в частности, общее содержание озона за а

риваемый период понижается, а высота тропопаузы у

:3 Искл) = В Ил) 198 тов! В км,
Х10 ‘см
500 1
[0
407 |
Ца -
я й к |

Май Инь Июль — АВТ. Сентядрь

* «Апрель у
| ——— 2)

ь а

РЯ
Рис. 6. Ход содержания озона—7 и высоты тропопаузы—2

бания в ходе обоих элементов более

или менее совпадают в указанном смысле только В г а
еще недостаточно
Безусловно, мы располагаем
дений озона в атмосфере над
за общим содержанием
ан наших данных с дан-
И кое расхождение
Диксоном, но, очевидно, та - а
сеи в Оксфорде, объясн _
ными. полученными в Тром
Известно о Мизам [11], рассчитывая НЕ
Е азли те-
жанием озона и ходом р
ии между общим содер
Но —. Оксфорда, располагал всего 31 случаем одновремен
Й и тем не
ных наблюдений в апреле |
совпадают с результатами, ин
найт ъяснение
Мы попытались наити 0
ического анализа.
при помощи синопт
с данными Юхансена т
ых общих чертах хар р

Если рассматривать в сам о
и. синоптические условия, то можно сказать, что, во-пер

вых, циркуляция над Диксоно

сонный характер, а, во-вторых,
ное чередование волн как приземного, так

вается, но отдельные коле

там не прослеживается правиль-
и высотного давления

, —

менее его результаты хорошо.

м носит ярко выраженный мус-.

с периодом примерно 5 дней, как это отмечалось авторами [9,
10, 11] для Западной Европы. Это последнее связано, очевидно,
с тем, что циклоны, проходящие в районе юго-восточой части
Карского `моря, являются, как правило, старыми замедляющи-
мися барическими образованиями, окклюдированными, с цепоч-
ками вторичных фронтов, тогда как циклоны, проходящие над
Западной Европой, имеют обычно теплый сектор, т. е. являются
молодыми циклонами, довольно правильно следующими друг
за другом. Более детальный анализ синоптической обстановки
в сопоставлении с колебаниями общего содержания озона в ат-
мосфере требует данных наблюдений за содержанием озона
при облачном небе или многолетнего ряда наблюдений по пря-
мому солнечному свету. Ограниченность наших данных по озону
не позволила исследовать этот вопрос полнее, в частности рас-
смотреть колебания тропопаузы в связи с изменением содержа-
ния озона в атмосфере. |

В заключение остановимся на следующем интересном факте.
Все авторы, рассматривавшие связи общего содержания атмо-
сферного озона с синоптическими условиями, отмечали, что по-
вышение общего содержания озона в атмосфере бывает обычно
связано с затоками холодного воздуха из. полярных ‘областей
и, наоборот, вторжение воздуха с юга вызывает понижение об-
щего содержания озона. Проводя синоптический анализ, мы
много внимания уделили именно этому вопросу. Сопоставляя ход
общего содержания озона с направлением ветров на высотах
6—18 км и особенно на уровне 11 км за апрель и май 1958 и
1959 гг., мы убедились в том, что повышение общего содержания
озона в атмосфере над Диксоном происходит преимущественно

‘при ветрах южной четверти и что затоки воздуха из Центрального

Полярного бассейна не оказывают заметного влияния на содер-
жание озона в атмосфере. Го ряду причин, и в частности из-за
ограниченности материалов наблюдений, мы не смогли провести

‘количественный анализ и представить соответствующие козэф-

фициенты корреляции, как это сделали Тонсберг и Ольсен для

_Тромсе [12].

Выводы

Приведенный краткий анализ материалов наблюдений за
общим содержанием озона в атмосфере в обсерватории о. Диксон
показал, что: | —.

1. Годовой ход общего содержания атмосферного озона над
Диксоном согласуется в общих чертах со средней кривой годо-
вого хода для высоких широт (максимум — весной, наимень-
шее количество — осенью).

2 В болынинстве случаев наблюдается заметное повышение.
общего содержания озона в атмосфере в околополуденные часы,
но иногда ход общего содержания озона остается ровным в тТе-

чение дня. и. ь

3. Быстрые, короткопериодические колебания общего со-
держания озона имеют непосредственную связь с барической об- я.
становкой над местом наблюдений — они наибольшие при про- в.

хождении над о. Диксон центров барических систем (на уровне ®-
300 мб поверхности) и исчезают при наличии в атмосфере размы- == 11
того барического поля. — в _
4. Корреляция общего содержания атмосферного озона с вы- в _
сотой тропопаузы, температурой и давлением в верхней тропо- ‹ ‘
сфере и нижней стратосфере наиболее отчетлива (г - 0,56) №
в летние месяцы, в июне — июле, и очень мала весной и осенью. _
5. Связь между годовым ходом общего содержания озона в |
в атмосфере и сменой основных типов. атмосферной циркуляции а | Аз+гас+

по Г. Я. Вангенгейму обнаружить не удается. ео . о
| | | | в - ТЬе обзегуаНопз оЁ ю{ёа] атоип: ап@ уегИса| охопе 41$1-

`` фиНоп оуег Мозсо\у огоапмей дигшо Ше 1аУ ш Фе Сета! Аего-
1ос1са1 ОБзегуафюгу аге геНеге4 фо оБфат а пем 4афа звомлия Ше

д. П. КУЗНЕЦОВ, В. А. ИОЗЕНАС, А. С. БРИТАЕВ

НАБЛЮДЕНИЕ ВЕРТИКАЛЬНОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
ОЗОНА В АТМОСФЕРЕ НАД МОСКВОЙ

ЛИТЕРАТУ |
окофьева И. А. Атмосферный озон. Изд.-во АН СССР, 1951. Е.

г По ь Черепаепсе о{ уегНса| охопе ргоШез оГ {Пе \меаШег соп@1Нопз.
‚9. МитрасС. К. Верхняя атмосфера, гл. 4, «Озоносфера». ИЛ, М., 1955. №

3. Зверев А. С. Синоптическая метеорология. Гидрометиздат, 1957. |.

4 ГущинГ. Ш К вопросу об измерении общего содержания озона В настоящее время все большую ценность приобретают све-

и его вертикального распределения. Автореферат диссертации, ГГО
им. Воейкова.

5. Безверхний Ш. А. О некоторых особенностях ультрафиолетовой

` прозрачности атмосферы. Труды Казахск. НИГМИ, № 2, 1954.

65. Вангенгейм Г. Я. Основы макроциркуляционного метода долго-
срочных метеорологических прогнозов для Арктики. Изд-во Главсев-
морпуть, Л., 1952. .

7. Орловав: №. Исследование непериодических колебаний высоты
тропопаузы. Труды ЦИП, вып. 74, 1958.

8. ОрловаЕ. М. Непериодические колебания высоты тропопаузы в свя-

ы зи с синоптическими процессами. Метеорология и гидрология, № 7,

1958. ы

9. опапзен Н. Уанайопз$ 1 4Не 1ю{4а1 атоциё оЁ охопе оуег Тгоп1$0
ап+ +нег соге!аНой \ИВ офег те{еого!об1са! а!етеп{з. СеодТуз., Риь1.,

дения о вертикальном распределении озона. Для изучения его,
как известно; широкое распространение получил метод, связан-
ный с использованием наблюдений ультрафиолетового рассеян-
ного света зенита безоблачного неба. При таких наблюдениях
обычно ограничиваются относительными измерениями, а именно
наблюдают отношение интенсивностей рассеянного ультрафиоле-
тового света двух длин волн, одна из которых поглощается в ат-
мосферном озоне сильно, а другая слабо. Спектрофотометр для
измерения этого отношения впервые был сконструирован Доб- ||
соном [1], а метод определения вертикального распределения _Й
озона в земной атмосфере, основанный на использовании этих

ХИХ, №. 5, 1955.
10. Могтапа СН. АблозрЬейс огопе ап@ иррег ат соп@опз. Опа.
Тоигп. Воу. Ме. $ос., 79, №. 339, 1953. -
11|. Мее+ Вам. Т№е соггйа#оп оЁ пе атоций о{ огопе м офег спагаце-
11$ Нс3 оЁ Ше анпозрНеге. Оцаг. Лоиги. Коу. Мей. ос., 63, №. 274, 1997.
12. Топзреге Е. Гапе1о К... шуезИвайоп$ оп аитозрНегс о2опе
а+ МогаЙузорзегуа ое, Тготзо . СеоГуз. Риь!., ХШ, №. 12, 1944.
13. Рееа В. 1. ТНе гойе оЁ уег са! тоНоп$ 1 огопе—\уеа ег геаЧопз1рз
Тоиги. Маееог. № 7, 1950. _

——ы—

измерений, был предложен Гетцем.

Идея метода Гетца связана с открытым им «эффектом обраще-
ния», заключающимся в том, что, как показывает опыт, отношение
интенсивностей двух длин волн с увеличением зенитного рассто-
яния солнца уменьшается до некоторого минимального значения
{приблизительно при < = 85°), а затем начинает увеличиваться.

_ Только что. возникшая на этом совещании дискуссия по во-
просу о физической природе эффекта обращения, показала что
на сегодня этот вопрос следует считать окончательно еще не ре-

шенным. Но независимо от физической природы эффекта обра-
щения, метод анализа вертикального распределения озона, пред-
ложенный Гетцем и Добсоном, как нам кажется, сохраняет свою
силу.
Несмотря на свою некоторую грубость, этот метод дает в ос-
новном правильные результаты, которые были позднее подтвер-
_ ждены прямыми наблюдениями, с помощью ракет и больших воз-
душных шаров.
Благодаря своей оперативности и за отсутствием других столь
же простых методов, метод Гетца нашел. болышое распростра-
нение за границей. Этим методом были сделаны многолетние на-
блюдения вертикального распределения озона как самими авто-

рами метода Гетцем, Добсоном и Мизамом, так и их многочислен-

ными последователями.

По принципу фотоэлектрического спектрофотометра Добсо-
на с некоторыми изменениями в МГУ был построен описанный
ниже спектрофотометр. Использованный в приборе двойной
кварцевый монохронометр был изготовлен в Советском' Союзе.
Прибор этот приспособлен к обычным измерениям озона по по-
глощению ультрафиолетового участка солнечного спектра.

В течение 1955—1956 гг. нами проводились наблюдения в МЕУ

на Ленинских горах [3], ас 1957 г. наблюдения проводятся на
территории Центральной аэрологической обсерватории ГУГМС
в г. Лолгопрудном, в 20 км от Москвы. Нами получено довольно.
большое количество серий наблюдений рассеянного света зенита
безоблачного неба в сочетании с измерениями прямого солнеч-
ного света. )

Вычисления вертикального распределения атмосферного озона
до сентября 1957 г. были произведены но методике, изложенной
Гетнем, Добсоном и Тонсбергом. Обработка велась по методу
«А» [4].

При численном решении задачи мы использовали коэффи-
пиенты поглощения озона Ни Тэн-зе и Чунг Ши-пиу и коэффи-
циенты рассеяния воздухом, вычисленные по формуле Рэлея
[5]; значения плотности воздуха до высот приблизительно 25 км
были взяты по данным Центральной аэрологической обсервато-
рии, а значения плотности воздуха для больших высот были
взяты по таблицам стандартной атмосферы. >

Атмосфера делилась, как обычно, на пять слоев (0—5 км;
590 км: 20—35 км; 35—50 км), причем считалось известным об-
щее содержание озона и содержание его в нижнем 5-километро-
вом слое —1% на каждый километр высоты. Кроме того, выше
50 км содержание считалось равным нулю.

При решении делались допущения, что: 1) общее количество

‚т
м

вичное рассеяние света.

Как известно, еще на Римском совещании Международной
комиссии по озону было решено ввести новые коэффициенты погло-
щения озоном, определенные Э. Вигру. Международная комиссия
по озону официально предложила всем озонометрическим стан-
циям начиная с 1957 г. при вычислении атмосферного озона поль-

зоваться новыми коэффициентами поглощения.
В связи с этим указанием с начала Международного геофи-

зического года при расчетах атмосферного озона мы стали поль-

зоваться этими НОВЫМИ коэффициентами поглощения озона.

Они дают общее количество озона, увеличенное приблизительно

на 30% по сравнению с прежним.
: При вычислениях вертикального распределения озона нами
ыла принята также и новая методика разделения атмосферы

на слои, изложенная Уолтоном [7]..При ней атмосфера делится

на слои следующим образом:

№ слоев Границы высот, км Предполагаемое коли-
т чество озона, см

0 ь 54— со | 0

—_ 48—54 0,057 ж
42-13 0,204 жж
36—42 0,739

2 24—36 ть

3 12—24 М АИ

4 0—12 и

Относительно распределения озона предполагалось, что коли-
чество озона, находящееся в первых 12 км атмосферы над по-
верхностью Земли, составляет 8,5% от общего количества озона
и равномерно распределяется по высоте. ‚Это предположение
основано на среднем результате химических измерений, прове-

денных Кеем в 1954 г. с самолета. Далее принимается, что плот-.

ность озона уменьшается экспоненциально с* высотой свыше
36 км. Это экспоненциальное уменьшение уже считается установ-
ленной типичной чертой вертикального распределения согласно

например, с данными ракетных измерений озона (Джонсон и др
1952). Общее количество озона считается заданным, а выше 54 км
содержание озона принимается равным нулю.

Метод решения основного интегрального уравнения для
определения концентрации озона по высоте основан на замене
интегралов суммами и сохранения в этих суммах лишь неболь-
шого числа слагаемых. Это дает возможность заменить интеграль-

озона в течение дня не изменяется; 2) учитывается только пер-

и ечы =: ее. =.
- _ ТИ РЕЖЕ

ЕВЛОЕВА ИЗЖИЛА ЗИ Иры тиф

ное уравнение системой уравнений с двумя неизвестными. Да-
лее, численный расчет по определению концентрации озона
в слоях х: и х2 производится по методу последовательных при-
слижений Ньютона. Зная’ содержание озона во вс<* слоях, мы
далее определяем содержание озона на 1 км в каждом слое.

90
49
40

3
с

высоте, км
в

о
©

<.
с

зн 8 03см

о ооо

рис. 1. Распределение содержания озона на высоте по данчым

наблюдения на Ленинских горах в районе Московского госу-

дарственного университета за 2 августа 1955 г. Расчет 'произ-
веден методом, предложенным Гетцем и Добсоном

Результаты вычислений содержания озона на 1 км в различ-
ных слоях за 2 августа 1950 г. и Би 16 апреля 1958 г. представ-
лены на рис. Ти 2.

В заключение следует отметить, что:

|1. С введением новых коэффициентов поглощения озоном
Вигру рассчитанное общее содержание озона возрастает при-
близительно на одну треть. Отсюда следует, зто суммарное ко-
личество озона в атмосфере изменяется в пределах от 0,2 до
0,6 см. Закономерность связи общего содержания озона с метео-
рологическими элементами от этого не нарушается.

2. При расчетах концентрации озона по высоте число слу-
чаев, когда решение уравнений не приводит к определенным ре-
зультатам, увеличивается.

з Высота слоя максимальной концентрации озона в атмо-
сфере, по ‘нашим наблюдениям, увеличивается по сравнению

58.

ООВ

_с прежними данными, но это, по-видимому, объясняется в пер-
о вую очередь новым подразделением на слои.

Вто 6 М

|
0009 0005 0009 00/2 0.0/5 0,018
030 9 сомики

Высота 8 им

р А
0905 0.005 0009 00/2 01075 0,078
030и 6 СМ/КМ

а о НИ озона по высоте по данным наблю--
и т Центральной аэрологической обсерватории
р И и от Москвы) за 5 (а) и 16 (6) апреля 1958г
‚410, - х=0,425. Расчет произведен методом, предложенным
Уолтоном

Нет сомнения, что уточнение метода для определения верти-
кального распределения озона в атмосфере продолжает оста-
ваться насущной задачей.

ЛИТЕРАТУРА,

с мв, Р№. 50с. Ргос., 43, 324, 1931.
Е. р. ЕЕ аш А. К. апа Рофзоп С. М. В, Рос
. бос. (А), 145, 416, 1934.
. и. г |. П. Известия АН СССР, сер. геофиз., № 9, 1154—1163.
т и его В. аа О15е1К, пуезНеаНопз оп афтозрпегйс озопе
а Мог@уобзегу оне, Тготзо, Сеорнуз, Риб1., Оз\о, 13, №. Е и
‚ Прокофьева И. А. Атмосферный озон. Изд-во АН СССР, М.— .1.,

951. о —
У т гоцх Е. К., Аппа!ез ае Роузаце, п° 8, 703, 1953:

о ю-

сл

— С>

Ртезз., Гопдоп — Мем Уогк — Рамз, 5 рагё., №. 1; 1695г.

`\Га1 фот 1. Е. Апп. оЁ фе имегпа Сеорбуз. Уеаг. Ри 1. Бу Регбатов

Ш. М. ЧХАИДЗЕ

ВАРИАЦИИ ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ ОЗОНА ПО
НАБЛЮДЕНИЯМ В АБАСТУМАНИ С ИЮЛЯ 1957 г.
ПО ИЮНЬ 1959 г.

АБз{гас{

Тре аппиа|! уапаНопз о? эепега| танщепапсе о{ огопе ш Ше
анпозрбеге абоуе АБаитап! Н =1600 т) аге оБфаштей оп 1 е
Ъаз1$ ог Б\о-уеаг обзегуаНопа! таета| (УП 1957 —УТ 1959)
{Е1о. 2). Тре тахипит о{ охопе ш Ше аНпозрБеге 15 ш зрпо
(МагсЬ — Арг!!) апа Ше шшипит 1$ ш аинватио (Зеретьег).
Треге аге зоте 11 саНопз абоц{ 1е ех!$епсе о! зесопдагу та-
хипит ш 1ае заититег.

Тре аНетрЕ фо Ипа Ше согге!аНоп Бемееп`сотепй оЁ огопе
апа фетрегафиге аё 15| ]1ауегз 15 таде. Тве сое И<еп{ о{ согге-
]аЙоп Гог а{Пиае 1тот 6 ю 16 т ш Ше решюа УП — ХИ 1957

_ 15 сасшаеа. ТНе гези$ о{ са1сШаНоп аге 1 уеп ш ТаЫе 1,

Кош Теш ме сап сопси4е а аеНпЦе согге]аНоп 1$ поЁ пой-

сеае.

Регулярные озонометрические наблюдения на Абастуман-
ской астрофизической обсерватории АН ГрузССР # = 1600 м).
ведутся с самого начала Международного геофизического года,
т.е. с [ июля. 1957г. | |

Наблюдательный прибор — фотоэлектрический трехканаль-
ный озонометр (ОФЭТ-3), изготовленный экспериментально-
производственными мастерскими НИФИ Ленинградского уни-
верситета им. А. А. Жданова, который вначале был прокалибро-
ван в ГГО путем сравнения со спектрофотометром Добсона,.а в
июле 1958 г., кроме того, сличен на месте с инспекторским озо-
нометром ГГО № 3. На основе этих сличений была получена ра-

о пииоитео

бочая формула для определения общего содержания озона с на-

шим озонометром:
— 0.030 — 18 (1:11) 0 905

==
ее 0.484.
ее 0
0,4155

(соответственно для 1-го и 2-го и 2-го и 9-го фильтров).
Регулярные наблюдения велись с 2-м и 3-м фильтрами, а 1-й
и 2-й — служили для контроля.
Кривые пропускания использованных фильтров даются ‘на

ое.
Так как наблюдения велись за прямым светом Солнца, то

число дней с наблюдениями ограничивается условиями погоды.

ь 70 --
— я

а |

« о } Х | \ А
2900 9107 59070 5500 357000 ЗИ.

Рис. 1.

За два года, с июля 1957 по июль 1959 г., число дней!с наблюде-
ниями составило 390. Они были распределены по сезонам до-

вольно равномерно, что дает, в частности, возможность судить

о годовом ходе общего содержания озона в атмосфере над Аба-

стумани. а.
На основе этих двухгодичных материалов был получен годо-

вой ход общего содержания озона в атмосфере над, Абастумани
(рис.. 2).

На рис. 2 нанесены среднемесячные значения общего содер-.
жания озона. Как видно из этого графика и как можно былое

62 -

аи А

Ре максимум общего содержания озона в атмосфере на-
людается весной (март — апрель), а минимум приходится на
осень (сентябрь). |
Особое внимание в годовом ходе обращает на себя то обстоя-
тельство, что среднемесячные значения с сентября по апрель

}

8 0400
<
`
х
-
ъ 050
- 5
С С
х
ты
<
$ #20

ше РИ
| | Месяцы;

Рис. 2. Годовой ход общего содержания озона
над Абастумани

очень хорошо ложатся на кривую синусоидального вида и что
значительные отклонения от нее имеют место с мая по август
В июне — августе имеется вторичный максимум озона.

С первого взгляда мы готовы были эти значения (с мая по
август) взять под сомнение и искать причину ошибок инстру-
ментального характера. Но сравнивая наши данные с НС
ствующими данными других станций, опубликованных в моно-
графии Р. М. ГудиП], видно, что большинство из этих станций.
дает тот же самый эффект и на основе этого сам Р. М. Гуди го-
ворит «Есть некоторые указания на существование второсте-
пенного максимума, приходящегося на позднее лето» *.

По-видимому, в теплое время года в озоносфере возникают
значительные возмущения, которые и нарушают главный годо-.
вой ход общего содержания озона в атмосфере.

Как известно, с метеорологической точки зрения особый ин-
терес представляет связь колебания общего содержания озона
с температурой в высоких слоях атмосферы. Эта связь была ис-

Н. у - й
= Как обнаружил Г. И. Кузнецов, вторичный летний максимум наблю-
дается также над Рейкьявиком, Укклем, Воейково, Алма-Атой (примечание

ред.)
63

следована рядом авторов, получивших довольно хорошую кор-
реляцию [2 и др.]|.

Мы тоже попытались сделать такое сопоставление.

Температуры для высот, от 6 до 16 км, мы взяли из аэроло-
гических наблюдений над Тбилиси.

Тбилиси от Абастумани находится на расстоянии 150 км
по прямой, и мы полагали, что для температур на таких высотах
такое расстояние не будет играть роли. Были вычислены коэф-
фициенты корреляции для отдельных месяцев с июля по декабрь
1957 г. (таблица). |

р в. Л. Г. БОЛЬШАКОВА, А. Л. ОШЕРОВИЧ, И. В. ПЕЙСАХСОН
т. т — г. м | _ | О СИСТЕМАТИЧЕСКИХ ОШИБКАХ ПРИ ФИЛЬТРОВОЙ
о в. | ОЗОНОМЕТРИИ
6 ки — 0.302. | 0,29 | 0.94 | 031 | 0,2 05 №. -
8 км — 0.93 Е Га АЬ
10 хи 48 | 00| 0, 006 о |. | | ео
, ки ев о — Г и г в г. И й о - еггогз соп@Шопед Бу ше НиНе уча оЁ Ше зрес-
13 ки о Г. га! имегуа, сиё Бу Ше Н№ег ш Ше рвою-@еснус ого-
ти НО 6 - 0.39 | 0,52 | 10,08 [0.27 | 20.41 м потеег м ИеП{-НШегз, аге 91зсиззей. [15 зпоп На! +1
15 ки +0, 44 +0,32 —0,28 | 0,01 | —0,45 0:39 | еггог ш а@егтйите Ше {ю{а| аточци оЁ охопе ш те анпозон .
в | | — Чрез ю а сопуфегаЫе ежепь, проп Фпе вай о! Фе
| ] сигуе_ ог Ше ИШег Чапзрагепсу, апа рпофотеу сопа!опз.
Как видно из этой таблицы, на высотах до 12 км включи- 1 ое о: Ше раззе Бапа зНош4 по ехсееа 100 А, апа
тельно преобладает отрицательная корреляция (83% случаев), | г аауаптавеоцз 2опе 1ог обзегуаНоп 15 Не зресётит 1пг-

а с высоты 13 км несколько преобладает положительная (57%
случаев). Однако ни на одной из приведенных высот коэффи-
циент корреляции нельзя считать надежным и дальнейшие вы-
числения мы не считали целесообразными.

Сомневаться в положительных результатах других авторов

у нас нет оснований, и что касается наших результатов, ТО мО-:

видимому, расстояние в 150 км (Абастумани — Тбилиси) имеет
существенное значение. В ближайшее время мы намерены бо-
лее тщательно исследовать этот вопрос на основе температурных
данных двух аэрологических станций (Тбилиси, Сухуми),
между которыми расположен Абастумани. `

ЛИТЕРАТ УРА

1. ГудиР. М. Физика стратосферы. Гидрометиздат, Л., 1958.

2. Безверхний Ш. А. Озонометрические данные по Алма-Ате в со-
поставлении с некоторыми метеорологическими факторами. Труды
Казахск. НИГМИ, вып. 5, 1955. т.

итак

уа тот 3100 А ю 3300 д.

и измерении спектральной прозрачности среды или ее
о скои плотности часто применяются различные типы
р р электрофотометров. Они регистрируют интенсив-
и ею в пределах некоторого конечного
интервала. Поэтому правил

ьная интерпретация
-
олученных с ними экспериментальных данных Е.

без исследовани
| я влияния ширины этого ин

Пусть 10(^) —р

аспределение э
света, т нергии в спектре источника

о(^) — коэффициент поглощения исследуемой среды

то — спектральное пропускание светофильтра

<( ) — спектральная характеристика приемника. радиации
__ ‚Оптическая плотность исследуемой среды

При этом возможна постановка двух задач: .

5 Заказ 94

°. ры и аэрозол

1. Определение о(^) при известных Го(^№; с(^); =() и [;
2. Определение / при известных 10); т(А); =(^) и о).
Ошибки измерений со светофильтрами для случая первой.

задачи рассмотрены в работах В [21
В настояшей работе сделана попытка оценить эти оптибки

в задачах второго типа при определении [. При этом мы пола-
гаем, что зависимость между сигналом на выходе электрофото-

метра и измеряемым световым потоком линейная. `
Рассмотрим один из возможных способов решения этой за-
дачи для частного случая — определения оптическим методом
общего содержания озона в атмосфере (х). т
_ Принцип его состоит В измерении спектральной интенсив-
ности * Г) радиации любого внеземного источника света с из-
лучением в области полос поглощения озона.

Как известно,
[а хо В т-Етот-Ет, М] __
Г. = [10 а (1)

— интенсивность монохроматической радиации внезем-
‘ного источника света на границе атмосферы,

а’ — десятичный коэффициент поглощения озона В СМ”",
В, — коэффициент рэлеевского рассеяния,

\
газами, содержащимися в атмосфере,

где › Го).

(. — коэффициент ослабления вследствие рассеяния на аэро-

золях, |
и, ти М — так называемые атмосферные массы озона, атмосфе-

Измерение величины /. при помощи любого спектрофотомет-
рического устройства позволит получить значение интенсивно-
сти радиации не для строго монохроматического света, а усред-
ненное в пределах некоторого спектрально! о интервала, выделен-
ного спектральной системой. . |

“Только весьма сложные спектральные системы позволяют
выделять интервал порядка нескольких ангстрем. В этом слу-
чае измеренная интенсивность (с учетом потерь в системе) прак-
тически мало отличается от монохроматической, и все коэффи-
циенты, входящие в показатель поглощения, с болышой степенью
точности соответствуют длине волны центра спектрального ин-

‚ тервала. Если же оптическая система (например, светофильтр)

{©
выделяет спектральный интервал порядка 100 А и более, то

* Энергия, приходящаяся на единичный интервал длин волн, в единицу

времени.

66.

— коэффициент поглощения О., Н2О, СОз и другими

ей в направлении на внеземной источник света.

‘строг
и ро считать внутри него величины а; В»; у»; ›. постоян-
‚ а регистрируемая фильтровым фотометром интенсивность
радиации / в значительной степени отличается от Мон
ческой. охромати-
Однако и в этом. |

ом случае мы можем

т представить об й
глощение формулой, аналогичной (1), щее по

т ^
- ГГ. 9 э : (а)

где К — интегральный коэффициент поглощения [3]
1 я определяются выражениями [4] и [5] |
Г о величины х по формуле (1а),
о ной шириной спектрального интервала,
с ильтром, если в качестве коэффициента
поглощения К, о ине а
т значение о), ‘соответ-
Е р длине волны в максимуме эффективной спектральной
у о фотометрической системы. |
м та спектральная чувствительность системы «ис-
-- фильтр -- приемник» может быть охарактери-

зована функцией
© —1 1-08. (2)

нормированной так, что |
Е х Е
Ф (М а = 1,
| и

где ‘ли Л |

о о границы чувствительности фотометра

а ру фотометром усредненная интенсивность | а-
ЦИИ определяется соотношением _

Е |1 0) (0) Е 0) 4 —
— | ` (4)

| =0) Е 0) 4
),

а усредненное значение величины Го

Г №5

— | о (^) < (^) Е(\) 4 й
о. о
|0) 80) @&

*’

Тогда, приняв во внимание (2) и (3), получим

— ),
[ох | рю @) — Г)
В первом приближении можно принять, что
1 [Аж —^ |.
а Й
о | = }. 2

т. е. мы имеем распределение эффективной чувствительности,
графически представляемое треугольником с максимумом при
^, = Л, и полушириной, равной АЛ. Это приближение мы пола-
гаем достаточно справедливо для фильтровых фотометров, при-
меняемых в озонометрии.

В этом случае, как показано одним из авторов [4], имеет
место приближенное соотношение.

РЕ 1 (т) 02 | Г. ДА?
НИНЕ ——_—_ р ©
0. Он и =. 0) А 12 — |)

В рассматриваемом случае, когда (А) выражается формулой
{ат формулой (1а), мы имеем

о
19—20) о
где =.

Ю (/.) = 2,3 [в хь Е Вт -- рат + М] (10)

Е 1]
ШК. (И)
_В первом приближении, из (8), (9) и (11), следует [4], что —
[' 0—0) ла о
К = #0) — Е АА? (12)

— -
В полосе пропускания одного фильтра (АЛ = 100—150 А)
можно принять В, = сопз{; ух = сопз{; |» = сопзф, взяв их зна-
чения для ^„, так как эти величины с длиной волны меняются
гораздо медленнее, чем ©). |
Тогда, обозначая

Вл, И + т», п-т, М=вВ о

_и дифференцируя (10) по А, получим

оо =
(2,38 о” (А жи — 2,3 [а" (А) хе]
|ь

(14)

Перейдем в (11) к десятичному ори и введем обозна-
чение

Если допустить, что для немонохроматической радиации
имеет место соотношение (1а) и коэффициент поглощения озона
равен ©„, то будем иметь

Р=а ЖЕ В. | о. _ (15)

Вычисленное из (15) значение х, отличается от истинного
содержания озона х на некоторую величину Ах

х=Ж- АХ, (16)
> РВ о
о — тм (17)

Из соотношений (14), (16) и (17) с точностью до членов второго
порядка малости получим, что ошибка в определении х по фор-
муле (17) равна

2.3 (фа —

у ^
6 . т

В области 3000—3500 д зависимость а(^) для озона прибли-
женно можно представить в виде

о Си 00 (19)

где длина волны выражается В р.

Например, в области 3100—3200 А ход усредненной кривой
Довольно точно воспроизводится при С! = 0,696, а в области

3200—3400 А — при С1:= 0,738. В обоих случаях можно при-

нять, что С›= 6,36.10-8 Д-1. Пользуясь формулой (19) и вы-
числяя т о (^) и а” (^), ‘получим, что

Ах = 0,44%, (2,3 жи 1) (С... (90)

Из формулы (20) видно, что ошибка Ах по величине и по
знаку существенным образом зависит от условий измерения
(от хо, и, АЛи 4 т). При 2,3 %т ов < 1, Ах < 0, т. е. формула
(17) дает завышенное значение общего содержания озона, а при
2,3 ‘т Хд > 1 — заниженные. Наименыпшие ошибки при поль-
зовании формулой (17) имеют место при величине хом порядка

2 ы 3 9,

Расчет ошибок по (20) для случая, когда ход изменяется от.

0,1 до 3,5 (приблизительно соответствует условиям наблюдения)

{© ©) :
АХ = 125 А ил, = 3160 А, показал, что. экстремальные отно-
сительные ошибки лежат в пределах от —30% до 140% при хо, =
= 0,1 и хом = 3,5 соответственно и уменьшаются при хо» = 0,9
ло 1%. | |

‚Как видно из формулы (20), величина ошибки прямо пропо-.

циональна квадрату полуширины фила.ьтр Так что уже при
©) 1
ДЛ = 70 А экстремальные ошибки меняются от —8 до -— 20%,

|) ‹
а при АЛ =40 А от —3 до +7%.

Обычно в озонометрии для уменыпения ошибки за счет ослаб-
ления на аэрозолях пользуются двумя фильтрами. Максимумы
их чувствительности соответствуют Ал и Аз, а полуширины Айл
и ДЛ». Расчетная формула для определения по измерениям
с помошью двух фильтров имеет вид

о (21)
м (0), =)
где т.
о еб) 5 т [о 1). С т (В; —- Вл.) т.

т. О

Для этого случая формула для ошибки Ах будет иметь вид:

о (2,35), Хой — 1) б), А). — (2.3ж0 мод, — 1) а), А%5

Ах = 0,44х С? о

Расчет величины Дх ‘по формуле (22) показал, что при рав-
ных полуширинах она имеет тот же порядок, как и при измере-
нии х с одним фильтром. —.

Возможен и другой подход к решению этой же задачи.

При расчете хо по формуле (17) вместо атм можно исполь-

4 О +

Зовать среднее значение коэффициента поглощения в данном

интервале

и А. | (23)

Но при этом полученное значение хо также не соответствует
истинному содержанию сзона х. Можно показать (с той же сте-
пенью точности), что ошибка в определении в этом случае равна

Ах = о) Хи (Со. (24)

Таким образом, используя в формуле (17) а, мы получаем
всегда заниженные значения х. |

Как видно из формулы (24), и в этом случае Ах зависит от
условий наблюдения. Порядок величины остается в тех же пре-
делах, что и в предыдущем случае. Отличен лишь ход зависимо-
сти ошибки’ от хой. во |

Все результаты настоящей работы являются приближенными,
тем не менее они дают возможность судить о порядке величины
систематической ошибки за счет коэффициента поглощения
озона при указанных способах определения х с помощью филь-
тровых фотометров, а также возможность учесть эту ошибку.

Как уже отмечалось, иногда (при болыних Хой или А»)

‚ошибка может достигать 40% и более. В этих случаях нахожде-

ние х указанными способами, даже с учетом систематической
ошибки, приведет к неверному результату, так как оценка оши-
бок дана в первом приближении. Учесть же ошибку с большей
точностью трудно. В подобных случаях более рационально не-
посредственное интегрирование уравнения {1а) в полосе про-
пускания фильтра. Но и в этом случае точность результата будет
зависеть от ширины используемого фильтра.

‚Оценивая возможные ошибки, авторы пришли к выводу,
что’ наиболее правильные результаты при измерении количество
озона в атмосфере с учетом систематической ошибки дадут фильт-

ры, полуширины которых не превосходят 100 А, а наиболее вы-_
©)
годной областью для наблюдений является область 3100—3300 А.

ЛИТЕРАТУРА

‚ АзшызЗЕ. ца Мпа 11 св м Орк, 12. №. 1, 503—519: 19565:
„Наизеп @. Орчк, 19, №. 11.1497 509, 1955. |

‚ Никонов В. Б. Бюллетень Абастуманской астрофизической обсер-
_ ватории, 14, 1953.

- Пейсахсон И. В. Вестник Ленинградского университета, сер. физ.
№ 9, 129 143. 1955.

А. Л. ОШЕРОВИЧ, С. Ф. РОДИОНОВ

О НЕКОТОРЫХ ТИПАХ ФОТОЭЛЕКТРИЧЕСКИХ
ОЗОНОМЕТРОВ

АБ таст

| езстрНоп.
о-еес4г1с охотеегз аге ипаег .
11 +Не г ае\1се, Тог Фе ригрозе оЁ зерагайоп оЁ сотраг!

Нуе[у паггом’ 2опез о {пе зресгит 1 Не гапое о{ 3100—3300 А

0 А — шемегепсе ПоВ-И ег
а. А а1Негепна! сабоде гережег
усе юг 1псгеазиа Ше рво-

Т\ууо фурез оЁ рбо*

ап@, ш зоше сазез, .
ИН а Ч1еесфс соайпв аге изе и.
МИН а 10% 2его агИ{ 1$ изе 11 ме ае

{ое]ес4т1с сиггепт. т. оЁ #Не оБзегуафогу Фуре, ИН а ВоВ зрес+-

ТБе зесопа 4е\1 о о
| А Беше 12, 3 А/тт),
гит тезопа вот (пе Шпеаг Фрегат а 3100 п а оЁ {ре 1о1-

'НУЦу апа 1ю\’ шегНа о! Ше зузе |
о ой ап ацютаНсаПу я 118 т. а. и
топоснготафог м АаШтасНоп эта Ип8$ апа Пхе

| и няются

В настоящее время для целеи а а ан

азличные озонометры, в основном об
—. сложных спектральных систем до простых сет

со светофильтрами. Тем не менее, а. а
нейшее развертывание методической ра .

метрии в целях улучшения точ
простоты и удобства соответствующ

хОДИМыЫмМ.

их приборов является необ-

й точки зрения, даль-_

ности и обеспечения большей.

Некоторым результатам работы в этом направлении посвя-

‚’ щено настоящее сообщение.

Предлагаемые нами два типа озонометра состоят из трех ос-
новных узлов: о
р: Спектральная система для выделения сравнительно уз-

( О
чаях 4000 А — 4500 А.
2. Электрофотометр. и
3. Механизм наведения прибора на внеземной источник
света.
Фотоэлектрические озонометры вообще можно условно раз-
делить на ‘две группы:
а) приборы широкой станционной сети с простой оптической
системой (например, со светофильтрами) и . |
6) приборы обсерваторского тина обычно с сложной систе-
мой двойного спектрального разложения излучения.
При работе с фотоэлектрическим озонометром инструмен-
тальные ошибки метода определения общего содержания озона
х В основном зависят от степени монохроматизации измеряемого

излучения, от внеземного источника и от точности фотометри-
| т
© А
рования величин интенсивностей /, | или отношения о
)

ких участков спектра в области 3100, 3300 А ив некоторых слу-

ОЗОНОМЕТР СО СВЕТОФИЛЬТРАМИ _

Попытки применения для целей озонометрии простого ин-
тегрального электрофотометра со светофильтрами делались уже
давно [1], 2]. Однако вследствие несовершенства тогдашней элек-
трофотометрической техники и. светофильтров интегральные
озонометры уступили свое место спектральным приборам (спект-
рографы и спектрофотометр Добсона).

Современный тип озонометра со светофильтрами был разра-
ботан и применен впервые в СССР авторами настоящей работы
в 1948 г. [3]. В настоящей работе описан усовершенствованный
вариант этого прибора.

Следует сразу отметить, что рекомендуемый авторами тип
фотоэлемента, фотоумножителя и усилителя не является един-
ственно возможным, и‘ при соблюдении общего принципа прибора
можно заменить отдельные его блоки аналогичными. В новом
приборе принципиальная блок-схема осталась прежней [9].
В качестве приемников излучения солнца использовались фото-
элементы с мультищелочным катодом и сурьмяно-цезиевые типа
СЦВ-9. На рис. 1 представлены их спектральные характеристики

в абсолютных единицах. При наблюдении Луны использовался.

фотоумножитель с мультищелочным полупрозрачным. катодом
на увиолевом стекле типа ФЭУ-1] или фотоумножитель типа
ФЭУ-18.

В целях уменьшения дрейфа нуля, имеющего место в обычных
усилителях постоянного тока [4], в приборе для усиления фото-

с
5
а

СРеНрОЛНОЯ ЧИОПИТЕЛЬНОЕГЬ ЗРОНТИНИНЯОНУ

-
—

—

2008 ИИ #000 2000 . 6000 ^А
„Длине волны А

Рис. 1. Спектральные характеристики фотока-
тодов, используемых в озонометрах: _ |
]—сурьмяно-цезиевый; 2—мультищелочной

тока использован дифференциальный катодный повторитель.

151. Принципиальная схема интегрального озонометра для днев-

ных и ночных наблюдений дана на рис. 2.
При коэффициенте усиления по току 5.10“ дрейф нуля не

превышал 2 мка за три часа непрерывной эксплуатации.

Набор светофильтров в предлагаемом приборе состоит из
комбинации цветных стекол [6] и. интерференционных свето-
фильтров с диэлектрическими покрытиями [7, 8].

На рис. 3 представлены кривые пропускания комплекта ин-
терференционных светофильтров (по оси ординат отложены ве-
личины пропускания в процентах), технология изготовления
которых разработана Т. Н. Крыловой и Р. С. Соколовой [7] *.

* Авторы выражают Т. Н. Крыловой, Р. С. Соколовой, Ф. А. Королеву
и А. Ю. Клементьевой глубокую благодарность за предоставление образцов
интерференционных светофильтров.

Интерференционные светофильтры с еще более узкой полосой

пропускания в области 2900—8000 А разработаны Ф. А. К
‚ д. Ко -
вым [8]. На рис. 4 приведено спектральное общ ВАЕНИе дать

све ) —
тофильтров Ф. А. Королева для области 3350 и 4300 А.
Ве. — о.
— Л, /12
=— о— зу
С
т ПО
4 а, |]
о [194] ^°—& -38
+о
о 608 о \ "76-608

"9 ©

и, [|

7/72

Рис. 2. Принципиальная схема интегоа
дневных и ночных наблюдений: и о
У ожителя, Лу и Л> — пентоды ‘бж1п: Ф5Э — фотоэлемент:
. — Фотоумножитель; Л — переключатель чувствительности:
— микроамперметр; К: = К. = 100 мо; В. — 95 мо; Ю4-Б мо:
р м м В Бр о
и
. ИТ: р }

Как видно из рис. 3 и 4. предлагаемые светофильтры обла-
дают значительным преимуществом в отношении ширины поло-
сы пропускания по сравнению с ранее применяемыми [9 10]

Другим преимуществом интерференционных светофильтров
указанного типа является возможность изменения спектраль-
ного положения максимума пропускания в нужную. для озоно-

метрии область, что трудно осу .
ществить в светофи -
ГИХ ТИПОВ. и.

Следует указать, что при пользовании та
рами, так же как и любыми однослойными (слои металла ‘или
пленки), необходимо следить. за их механической целостью
Ничтожное отверстие в коротковолновом светофильтре может
повлечь за собой примешивание света больших длин волн и
вследствие резкого подъема солнечной спектральной кривой
в длинноволновую сторону сильно исказить результаты изме-
рений. Во избежание такой засветки целесообразно применять

кими светофильт-

Пропиеноние 9,

Рис. 3. Кривые пропускания интерферен-
ционных светофильтров Т. Н. Крыловой

г [А
Г. А
21 ‚20
5 /5
5
%
в
Е
10 7
5
>
0,5 5
Ем 7
300 9200 9400 ЭР 3800 4000 42002 И 3900 0 450

систему из двух отдельных одинаковых светофильтров, нало-

женных друг на друга. |
В настоящее время в лаборатории фотометрии НИФИ ЛГУ

ведутся работы по дальнейшему сужению полосы пропускания
®) з
светофильтров в области 3190—3300 А. Успешная разработка.

Ах Ар
Длина Фолиы А’ Длин оны й

и Р. С. Соколовой |

технологии изготовления пленочных поляризаторов для ультра-
фиолета [11] позволяет построить поляризационные светофильт-

ры [12] для области 3100 и 3300 А с полосой пропускания 15—

ное

По расчетам С. Б. Иоффе, выполненных по нашей просьбе,
фильтр с требуемыми параметрами диаметром в 20 мм будет
иметь толщину 30 мм. Такие фильтры могут быть использованы
не только для целей озонометрии, но и для других спектрофото-

метрических измерений.

Влияние температур на спектральное положение максимума
пропускания поляризационного фильтра, вероятно, ‚ потребует
некоторой предварительной градуировки спектральной систем ы.

Рис. 4. Кривые пропускания интерферен-
ционных светофильтров Ф. А. Королева

Предлагаемый озонометр со светофильтрами может быть

использован в широкой озонометрической сети. Этот прибор.
‘отличается от применяемых до настоящего времени аналогич-

ных приборов более высокими оптическими качествами свето-

фильтров и стабильностью усилительного блока (отсутствие за-

метного дрейфа нуля). и
Интерференционные светофильтры и дифференциальные ка-

_ тодные повторители могут быть использованы при модерниза-

ции сетевого озометра ОФЭТ-3. Такая модернизация уже про-

‚ Делана в лаборатории фотометрии и дала хорошие результаты.

`ТРЕХКАНАЛЬНЫЙ ОЗОНОГРАФ С ДИФРАКЦИОННЫМИ
РЕШЕТКАМИ

Имея целью создание озонометрического прибора с высоким
спектральным разрешением и одновременно с должной чувстви-

Рис. 5. Общая схема трехканального озонографа с дифракционными

решетками: Ц — целостат: ///,х — входная щель; 51, 52, Зз, 3. — сфе-

рические зеркала; ДР — дифракционные решетки: (Цер— средние

щели; Ф;, Ф., Ф; — светофильтры: (Цвых—выходные щели; Э—экран:

ФЭУ — фотоумножители; У, У», Уз — усилители фототоков, ЭПЛ-
09 «3» — трехточечный самописен

тельностью и малой инерцией системы, а также с автоматиче-
ской записью, А. Л. Ошерович при участии Б. А. Киселева раз-

работал соответствующий прибор обсерваторского типа.
ИГ

Прибор состоит из следующих узлов:

|. Целостата для автоматического гидирования изображения
Солнца.

2. Двойного монохроматора с дифракционными решетками
и неподвижными щелями для выделения трех участков спектра.

35. Электрофотометра с самописцем.

Общая схема прибора приведена на рис. 5.

В качестве целостата в приборе использовано параллакти-
ческое устройство озонографа ОФЭТ-3 [10] со скоростью враще-
ния зеркала один оборот за 48 час. Могут быть также исполь-
зованы устройства для автоматического гидирования (напри-
мер, фотоэлектрический гид И. Я. Бадинова).

Оптическая система прибора выделяет три участка спектра

с длинами волн А1= 3100 А, А2— 3300 А И Лз= 4358 А.
В приборе предусмотрена возможность смещения рабочих

О
участков по спектру ‚на +50 А. Система рассчитана на дифрак-
ционные решетки (реплики) 600 штрихов на 1 мм с оптической
полезной площадью 62 х 51 мм. Линейная дисперсия на выходе
спектральной системы составляет величину

Л Дислерсия Порядок
о о спектра
А А мм
3100 12,3 3
3300 Иа | 2
4358 - 7.5 2

Рабочая ширина щелей составляет 0,3 мм. Фокус коллима-
тора равен 300 мм. Светосила коллиматора определяется при-
веденной выше полезной площадью решетки.

На рис. 6 приведен фотоснимок прибора (без крышки). Раз-
меры прибора 75 х 30 х 950 см. В приборе использовался блок
из трех однотипных электрофотометров с фотоумножителями
ФЭУ-18 и ФЭУ-17. Токи на выходе усилителей регистрировались
микроамперметром или записывались трехточечным самописцем
911-09 с чувствительностью в 10 мв на всю шкалу прибора.

Отбор фотоумножителей типа ФУЭ-18 и ФЭУ-17 позволил.

уменыпить время установления фотоэлектрической системы до
30—40 мин. В лабораторных условиях исследовались стабиль-
ность и линейность фотометров, а также коэффициенты усиления
при различных нагрузках в сеточных цепях усилительных ламп.

Существенно новой чертой предлагаемого прибора является.

сочетание высокого спектрального разрешения с большой чув-
ствительностью, малой ‘инерцией и объективностью регистрации,

Эти свойства позволяют наряду с типовыми озонометриче-
‚‘скими исследованиями производить тонкие спектрофотометриче-
ские измерения малых количеств радиации в быстро изменяющих-
ся со временем условиях. К таким исследованиям относятся,

например, измерение озона и аэрозолей при заходе и восходе
Солнца и Луны, при затмениях и вообще при любых быстрых
` радиационных процессах, а также анализ структуры измеряе-

Рис. 6. Фотоозонограф (без крышки)

мого спектра в целях определения, например, температуры ВЫ-

соких слоев` атмосферы.

Описанные приборы ‘были проверены в полевых условиях
летом 1959 г. (Крым, Карадаг). Типичные результаты приведены
на рис. 7. Шо оси ординат даны величины х, определенные из-
вестным методом трех длин волн [13] в течение дня 25/М 1 1959 г.

Числа, полученные с озонометром; как видно из рис. 7, до-.
статочно хорошо совпадают с данными спектрального озонографа.

_ Линейные графики зависимости [в /› от зес г, служащие для
вычисления х, приведены для одного дня наблюдений на рис. 8.
Этот день не включен в сводку определений х по причине аномаль-

ной величины наклона прямых (угол наклона прямой для ^1—.

\®) а О
= 3095 А меньше, чем для >= 3995 А вместо обратного соот-
ношения).
Необычный ход прямых на рис. 8 объясняется наличием.

18/УПГ 1959 г. повышенного количества атмосферных аэрозо-
лей. о

`7Э

—. Г. И. КУЗНЕЦОВ Г.
ОЗОН И ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ

АБз{гас+

[{ 1$ ме] Кпо\и ай Шеге 15$ а г@аНоп Бемееп Ше уайаЦоп$
_ оЁ Ю1а| оропе атоип{ ап@ шоНопз ш Ше НорозрПеге апа езре-
_ ЧаЦу 1о\ег знафюзрНеге. ТВе ргезепё рарег сота!з ап аНетре
-ю Нпа оц! 1е геаНоп Бебмееп {6е {ю{а| охопе атоипЁ ап Ше
свагасег1$Нсз о{ сепега| стси!аНоп оЁ аНтозрВеге 1. е. ш4ех о!
стешаНоп. ТЬ1з ге]аНоп 13 №оипа Бу шеапз оЁ сотрийаНопз о!
соггезроп@ те шоп Гу согге]аНоп сое И<еп {ог аШегей а|-
позрбеге 1еуе]5 оп Баз1$ `0{ охопе да{а обфа1те4 аф зеуега| охопе —
обзегу ше 1@У заНопз. А сигуе о{ дау-Ю-дау уайайопз о{ охопе
сопеп+ аз меПаз ш4аех сисшаНоп юг ЧШегей{ 1еуе[$ аге а[5о

ргезещеа.
ТБе гези $ аге
оропе сопёепёз о\уег зфаНопз 1осайе4 ‘аЁ а@1Шегеп{ 1ай1иаез.

$ 1. ВВОДНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ.

Вопрос о зависимости озона от атмосферных процессов и те-
чений болыпого масштаба весьма важен. Сейчас известно, что
объяснить распределение озона в атмосфере нельзя, не учитывая
движения последней. С другой стороны, озон существенно вли-
яет сам на температуру верхней атмосферы и, следовательно,
на поля давления и ветра. Поэтому в проблеме, которую иногда
называют «озон-погода» не всегда легко отделить причину от

следствия. Вероятная роль озона как посредника связи Солнце —

Земля, его влияние на лучистый баланс стратосферы и тропо-
сферы, «парниковый» эффект озонного слоя, наконец, тесная кор-
реляционная связь озона с температурой нижней стратосферы

41зсиззед 1 4егилз оЁ анпозрНейс тоНопз ап@.

_ "оКдусуточные колебания довольно маль иене не но

и прямая связь с высокими температурами на высотах 35—50 ки
все эти примеры говорят о большом значении озона в проблеме

°_ озон-погода. Однако в масштабе крупных атмосферных процес-

Ва консервативную» область озона (высоты
о— ‚ Т. е. в вопросе динамики
озона, определя
роль. принадлежит синоптическим процессам о .
ое, наши синоптики только еще подходят к де-
т му изучению процессов движения атмосферы выше 20 км
азвестны многочисленные исследования связи содержания и из-
о о. с т синоптическими процессами, глав-
в тропосфере и нижней с
тратосфере: с прохожде-
а И ОНОВ, с происхождением или типом о. г
с температурой, давлением на разных уровнях ит д. Эти ис
‚д. 14.
о - ясно, и существует опрделенная Связь,
лементами общей циркуляци
тяции атмосферы, к
циклоны, воздушные массы а
и пр. В зависимости: о
времени изменения озона мо и
т жно характеризовать ка
НЫМ годовым ходом, так и а
и. и короткопериодным
содержания озона ото дня ко дню. т

$ 2. МЕЖДУСУТОЧНЫЕ КОЛЕБАНИЯ ОЗОНА

. о сравнительно плавного годового хода содержания озо-
ик ются гораздо более быстрые и иногда весьма значитель
дусуточные колебания. Колебания ото дня ко дню имеют

_ тен я
денцию увеличиваться зимой и в начале весны и ослабевают

летом и осенью, хотя ле |
летом на некоторых ста
т . нциях наблюдае
и о вариаций [12]. Очевидно, причины Е
озона и междусут й р: .
о -ждусуточных вариаций различны
ремя как первые определяются процессами а мас- .

т циркуляции атмосферы. | |
ол ы | —
о м прямых измерений вертикального
ного озона по с) -
и Г р казал, что в слое: выше
и т ход содержания: озона хорошо согласуется с ев
и теорией, имеет максимум летом и амплитуду около

лебаний. Э
ий. Эти же исследования показали также, что выше 95 км.

Среднемесячные значения

1957 г. 1958: Г.

525 | 574 | 445 | 336

Диксон .. и. 592
Рейкьявик: 1322 |314 |29313031 —

301 | 345 | 419 | 427 | 407 | 400 | 347| 331
Воейково . . | 357 | 340 | 327 | 307 |295| —| —| 459 | 467 | 434 | 389 | 365 | 357
Уккль. . .| 3041297 | 305 | 260 |333! —| —| — | 350 | 390 | 378| 340 | 345
Карибу р ое
Бисмарк. . | 296 | 288 | 280 | 253 ! 262 | 306 | 336 | 375 | 388 | 403 | 356 | 355| —
Эльбрус». ^ | -—| —| | 19791 950 |2991 330 13651401 |389. | 305 | 252
Алма-Ата | =! = | | | 9431988 280 |304 289 | 281 | 286 | 28 | 258
Владивосток | — | 270 | 278 | 268 | 3011 —| —|! -—| —| 257 | 322] 263| 257
Винья-ди-
Валле. . | 326 | 314 | 305 | 292 | 302 | 330 | 360 | 371 | 412 | 419 | 366 | — | —
Абастумани | 278 | 271 | 258 | 272 | 280 | 296 | 314 |358 | 366 | 352 | 309! 311| 287

Вашингтон . | 325 | 3211 292 | 304 | 289
Мессина. .| 267 | 329 | 314 | 308 | 318

Мауна-Лоа.| —| —| —| — | 262
Брисбен. „| —| —| | | | = | | | 292 | 303| 315
дсмен дел 7
О. —Макку-

. | 306 | 353 | 373 | 428 | 381 | — | 334 | 299 | 332 | 342 | 337 | 395 | 378

Элмас. 1 |279 | 304 | 29] |294 | 320 | 398 | 334 | 364 |336 | —
ори...

Годовая же амплитуда колебаний общего содержания озона

‚в средних. широтах достигает 40% от среднего за год (см. табл. 1). |
Это значит, что основные изменения озона происходят в слое.
_ ниже 25 км. Наибольшая междумесячная разность даже в перио-.

ды наиболее резких сезонных изменений — середина зимы и
поздняя весна — не превышает 8% среднегодового. содержания.

В- то же время кратковременные колебания озона (в течение.

одних или нескольких суток) часто достигают весной 40—50%.
Так, например, в Рейкьявике 6/11 1958 г. было содержание озона
х = 0,326 см, а 11/11 1958 г.-=х = 0,5709 см, при среднем за
ГОД Хх = 0,350 см, в Винья-ди-Валле (Италия) 29/1 1958 г. было
х = 0,424 см, 21П 1958 г.—х = 0,280 см и 6/11 1958 снова

= 0,406 см. Даже в месяцы со слабым сезонным ходом крат-

ковременные колебания озона в средних широтах, как показы-
вает обработка материалов МГГ, достигают 25—30% от х..
_ Большие вариации: в содержании озона могут вызываться
переносом озона при процессах динамического характера в ниж-

{

УП УШ| 1х | Х ХЕХ 1 | ШУ У УТ ут

_’ содержания озона в 10-3 см

ум

Таблица г.

1959 Е
9 = >
о =
| о о=
ее р И Ум ЕЕ
| а ==

О с и д
И о — а: ты.
АЯ 302 |980 | бо 365 | 199
= | 2711 981 |945 |949 — и 315| 145
о о т
295. 231: |944 | 224 ОВ 0 т:
О 27 25
285 | 269 | 319 | 292 |988 | — И
—: ев о
О те
ее о = п
т 9

т =
Е _. е
Е 347 | 330 | 319 | 326 | 289 | 284 | 288 | 296 | 293 | 286 | 309| -63
— | 398 | 386 345 | 328 |297 | 304 | 300 | 282 | 310 | 323 | 335 116
412 | 414. 485 | 3921 365 | 390 | 3991 156

ней стратосфере такими, как междуширотный обмен, турбулент- |
ное перемешивание, аккумуляция озона близ воздушных «барье-.

ров». Все эти процессы связаны с общей циркуляцией атмосфе-
ры. Неоднократно сопоставляли содержание озона с происхожде-
нием переносящих его воздушных масс, типом циркуляции, на-

правлением ветра на высотах [2, 3, 4]. Эти работы показали, что
приток воздушных масс на некоторых высотах с севера увели-

- чивает содержание озона над данной станцией. Так, в Японии,

Мияке и Кавамура [4], вычисляя коэффициенты корреляций
между содержанием озона над аэрологической обсерваторией
в Гатено и направлением ветра на различных высотах нашли,
что содержание озона увеличивается при северном ветре (табл. 2).
Наиболыший коэффициент корреляции относится к высотам на
5 км выше тропопаузы. Заметим, что именно в слое 10-90 км
наблюдаются наиболее значительные сезонные и междусуточные

колебания Оз [1]. Известно также, что на высотах 15—16 км

при соответствующей адвекции наблюдается иногда вторичный

максимум озона [1]. Все это означает, что с ветром нижней
стратосферы связаны наиболее существенные изменения атмо-
сферного озона.

Таблица 2
Коэффициент корреляции между содержанием

_ озона и направлением ветра на
разных высотах (4)

ЕЯ Е Ею Ир)

Число Коэффиц.
Высота, км случаев |к и Примечание.
В Е и

6 114 —- 0,03 за весь год
6 78 0,20 весна— лето
10 78 --0,28 за весь год

15 67 --0 ,53 м

тЫ Е 36 0,46 о »

5 км над
тропопаузой 55 --0,60 »» »

$ 3. ИНДЕКС ЦИРКУЛЯЦИИ

Изучая зависимость содержания озона от перемещения воз-
душных масс, можно поставить вопрос о связи озона с количе-
ственной характеристикой циркуляции атмосферы — индексом
циркуляции. Индекс зональной циркуляции — отношение ско-
рости геострофического ветра к скорости вращения Земли на

‚данной широте — можно рассчитывать для различных уровней

в атмосфере. В нашей службе погоды применяется обычно ин-
декс циркуляции для зоны между 40 и 65° широты, опоясываю-
щей все северное полушарие.

Прежде всего встает вопрос, в какой мере можно сопоставлять
индекс циркуляции, вычисленный для всего полушария, с про-
цессами, охватывающими исследуемую область, в ‘частности
Европу. | |

Б. Л. Дзердзеевский и А. С. Монин [5] специально исследо-
вали этот вопрос и сравнивали индексы циркуляции, подсчитан-
ные для уровня 500 мб для отдельных районов с общим индек-
сом. Были вычислены индексы а1— для зоны 40 —65° с. ш. в райо-
не от 15° 3. д. до 90° в. д. (Европа и часть Сибири), аз— для райо-
на 105 — 210° в. д. (Дальний Восток и Тихий океан) и а.— для
района 135 —30° з. д. (Северная Америка). :

Сравнение с общим индексом @ показало, что из 129 сравни-
ваемых дней знак изменений а и а1 был различен лишь в течение
14 дней, а и а2— в течение 13 дней, а и аз— в течение 17 дней.

Нч

Естественно ожидать, что для более высоких уровней, где бари-
ческая картина становится более простой, число этих отклоне-

°ний еще уменыпится. Таким образом, можно считать, что доста-

ТОЧНО глубокие изменения индекса циркуляции соответствуют
процессам, охватывающим атмосферу на всем полушарии.

| .——_ 5076

та н/Д
ы х——— к мб
_ А -5 [00 мб
— 9 о /03ем/06
© У
к о д’
х | г р

в я. р г

_ 19572. 1958г Месяцы

Рис. 1. Годовой ход среднемесячного индекса циркуляции а
по уровням —

Значения индексов за период 1957 —1958 гг. брались в отде-
ле динамической метеорологии Центрального института прогно-
зов. На рис. 1—3. приведен годовой ход индексов циркуляции
(по месяцам) для разных уровней, а также примеры хода индекса

ото дня ко дню’для некоторых периодов 1958 г. как нормального,
| т т
так и осредненного по схеме а, = („1 - 24, -- 0и-+1)|

Чем вызваны колебания индекса циркуляции и что они физи-
чески означают? Разница температур между экваториальной и по-
лярной атмосферой вызывает зональное движение ‘атмосферы.
Возникающая из-за градиента кориолисовой силы и местных .
особенностей разность скоростей отдельных зон приводит к воз-
никновению волнообразных колебаний в общем потоке и так на-
зываемых длинных барических волн. Преобразуясь в вихри,
они создают систему циклонов и антициклонов, энергия которых
черпается из упорядоченного движения зональной циркуляции.
При этом зональная циркуляция ослабеваети растет меридио-
нальный обмен масс. Как показали Дзердзеевский и Монин,

периоду убывания а, соответствует рост междуширотного обмена.
Постепенно циклоны тгряют свою энергию и затухают. Термиче-

ская неоднородность, создаваемая неод

100

ее р
————о 2)м
оны |) Мб

З *

а \

27 ` .

С \

> в АЯ ми

< ©

] ‚У

® . -

5 Я

С АА. №

$ и
40 У Е
36

Ра:

и 9 Ди.
Январь

‘Рис. 2. Изменение индекса циркуляции
ото дня ко дню (январь 1958 г.)

инаковым притоком сол-

нечной радиации, начи-
нает возрастать и индекс
циркуляции снова уве-
личивается. — Согласно
[5], возрастанию @ со-
ответствует преоблада-
ние зональной формы
циркуляции. Таким об-
разом, его краткосроч-
ные изменения связаны
с формой движения
больших масс воздуха.
Именно в связи с этим
динамическим автоколе-
бательным характером
общей циркуляции ат-
мосферы — рассматрива-
ются краткосрочные ко-
лебания в содержании
озона.
‘Отметим тут же дру-
гую характерную осо-
бенность' индекса цир-
куляции. Как показыва-
ет рис. 3, график осред-
ненного междусуточного
хода индекса циркуля-
ции для разных уров-
ней, максимумы и мини-
мумы в ходе индекса
для более высоких уров-
ней (50 мб, 100 мб) за-

паздывают на 1—2 дня по сравнению ‘с более ‘низкими уров-
нями. Вероятно, здесь проявляется тот факт; что источником
энергии атмосферных движений в конечном счете являются

нижние слои атмосферы — тропосфера.

$ 4. ОБЩИЕ ЗАВИСИМОСТИ МЕЖДУ СОДЕРЖАНИЕМ ОЗОНА И
Е АТМОСФЕРНОЙ ЦИРКУЛЯЦИЕЙ
Чтобы сопоставить общее содержание озона на различных
станциях с условиями циркуляции, мы подсчитали прежде всего

`.. МИС РТА
и иниинь о. а
р СЕ ВРС
се
НАЯ

=
А,

и Я
кт

>
=

СС
*- ТОНЕ
ра мета ех
= гы С жАд
ее ВЫ СЕ

Чех
вия: $

общие коэффициенты корреляции между средним суточным со-

‚ держанием озона х на данной станции и индексом © для разных
‘уровней и сезонов 1957—1958 гг. (относя к весне месяцы П-—У,

лету — УГ — УП, осени —1Х —Х[ и зиме — ХПИ —1]). Для
некоторых станций проводилось также графическое сопоставле-

ние осредненных по трехточечной схеме значений а ил в тече-

и
° 100
и НО
80 . в '00 мб
ре 200 мо

оилреенеке ПИ О

ИНОЕЯС ЦОРКИЛЯ си
З

50 :
РИ | 3 о
т 5 о \ ] у
90 аи
И 2088 ИИ 20 90

ИИ ий
о Дии месяцев

Рис. 3. Изменение индекса циркуляции ото дня ко дню, осредненного по.
схеме аи = (а, + 2а, а, |) (январь—март 1958 г.)

ние определенных сезонов. Там, где имелось достаточное число.

дней наблюдений, подсчитывался коэффициент корреляции между

содержанием озона и индексом циркуляции методом «текущих»:

средних для выявления связей между короткопериодными (в те-
чение нескольких дней) колебаниями этих величин. Сравнива-
лось также содержание озона на некоторых станциях с сино-
птической обстановкой по соответствующим картам барической
топографии. - р

Сезонные значения коэффициентов корреляции г, приведен-
ные в табл. 3, отражают связь между содержанием озона на ев-
ропеиских станциях и индексом циркуляции на разных уров-
нях. Из 105 случаев г было положительным в 37 и отрицательным

89.

й
Е
и

вно50 зинежаэто — 2. ‘ом 001 иипвиАяаип эхэшни — |
(`1 8961 иви—ч4ванк) эгива
-Й\- ВН ИИПНВ1о ВН 6НО$0 эинеждэгоэ и ди 001 княодА иипкиАядит эхэинИ $ ‘эиа
00
06 Г
у . 0%}
` с Срипииииипастенининиы{>) | оооиннкь © о ры у.
_08 = | .
дайвови пн 2 а 702
| м
0. |
092
в
09 | —
5)
00° $
— у
& 29 ее
х с
с 00 5
х <
$ 07 $.
х
< 1000 ©
< 08 З
259 <;
‚ 42 |
| 009
0
ОН ы ы ь р - а : "* :
— = = | 50. о О о о о
ен =. — О = ОЕ О | 1х—Х!
— — т ое 1 8961
= = т а чнээО
|
— — —^ |600 | Ще о
—- — —- т 1 0:90 —- |8 0-90 790--| 001 ША
= -- = 190. мо осо 0 `` 8961
— т = 8 оо.) Ио но о 00 _ 01э
60° 0-Е =: г 090 60.9 ООВ, - 00 09 |
80'0-- | 9Т'О- |. 90:0-- | 9'0-- 90'0— 90'0--80*0- 88 “0-Е |7 * 0-Е | 69° 0-Е | ЭТ0-- 18" 0— | 001 АЦ
91“ 0-- = 16.0 78:0 900—000: — 100 500000 т 8961
66‘ 0" Е Гог |150 ооо оо но ино енээЯ
= ты РЕ а а —. о.
т Е: — 69.0 990 Яо — 1990
= ты = 9-0 190 И т о 0 1 8961
09°0— Е о м нее о 10 Чавянк
9 й°) в: [5
о = 5 о ГА 5 © = < а 2 [в |) =
= = Е 2 О < = ы 5 ы Е Е Я
< Е = = < с я : Е я
о о 0 [еб Е г
з = ©
=
[©

о ХЕНЗОЧА хмиеед ен иимвиАядип поэхэини и ного иэинеждэто» Аижэм иимвкэддон члнэипиффеоя эмнноеэ)

с пике],

в 68. Налицо, таким образом, общая довольно ясная тенденция —
возрастание содержания озона при ослаблении зональной цирку-
ляции в зоне 40—65° с. ш. Более детальный анализ этой связи
будет дан ниже. Особенно ясно отрицательная связь проступает
в зимние и летние месяцы, периоды слабого сезонного хода обеих
величин. Наиболыпие коэффициенты корреляции, как правило,
относятся к высоким уровням — 100 и 50 мб, — подтверждая
преобладающую роль этих высот в вариациях озона. Положи-
тельная корреляция между обоими явлениями наблюдается на
некоторых станциях ‘ранней весной и осенью — в периоды очень.
резкого изменения индекса циркуляции, когда общий годовой

ход частично как бы подавляет короткопериодные колебания.

индекса циркуляции и таким образом скрадывается их связь
с колебаниями озона. | |
Особенно наглядно связь циркуляции с изменениями содер-
жания озона обнаруживается при сравнении графиков их хода.
На.рис. 4 представлены
ходы сглаженных зна-
чений (см. выше) на
уровне 100 мб и содер-
жания озона для стан-
ЦИИ Винья-ди-Валле
(Италия) за период с
января по май 1958 г.
При этом для наглядно-

ГИ, Периоды 8 бняя | сти шкала индекса @а
— перевернута. Наблю-
И дается замечательное со-

впадение как’ общего
хода, так и экстрему-
мов обеих кривых. От-
рицательная связь ко-
роткопериодных измене-

1291067890011

Периойыи 8 днях
Х НИИ содержания озона

Рис. 5. Частота периодов возрастания
и убывания в ходе содержания озона
(1). и индекса циркуляции поверхности
100 мб (11) на ст. Винья-ди-Валле в
период январь—май 1958 г.

и индекса циркуляции
в этот период выступа-
ет совершенно отчетли-
во. Лишь на короткие
о интервалы времени (на-

пример, 28/1 — ЗЛУ, 1АЛУ — 16ЛУ) эта связь прерывается.
Анализируя более подробно ход содержания озона и индекса
циркуляции на уровне 100 мб, для ст. Винья-ди-Валле (см.
рис. 4) можно заметить, что в период с 1/1 по З/У в ходе обрат-
ного индекса циркуляции насчитывается 16 ясно выраженных

экстремумов,. ав ходе х — 20 ясных минимумов и максимумов.

_ При этом в 15 случаях максимумы озона и максимумы обратного
‘индекса точно совпадают и в 12 случаях совпадают их мини-

мумы. Аналогичное сходство короткопериодных колебаний а
и х наблюдается и на других южных станциях, в частности в Абас-
тумани и Эльбрусе, но там сделать детальное графическое со-
поставление труднее из-за меньшего числа наблюдений по пря-
мому солнцу. Некоторую характеристику тесной зависимости
вариаций содержания озона с изменениями индекса циркуля-
ции дают и приведенные на рис. 5 спектры периодов возраста-
ния и убывания в ходе соответственно содержания озона и ин-
декса циркуляции 100 мб. Как видно, спектры подобны друг
другу. Все это ясно указывает на связь короткопериодных ко-
лебаний содержания озона и индекса циркуляции на уровне
100 мб.

Связь с циркуляцией на других уровнях оказывается бо-
лее слабой, как это видно из табл. 3. По-видимому, движение
атмосферы на уровне 100 мб (около 16 км), находящемся в ниж-
ней части основного слоя озона, оказывает наибольшее влияние
на изменения озона. В соответствии с указанной выше связью
между меридиональной и зональной циркуляцией можно ду-
мать, что в периоды усиления меридиональной циркуляции со-
держание озона на станции, расположенной в южной части рас-
сматриваемой зоны (40—65° с. ш.), возрастает и наоборот. Та-
кая завксимость была обнаружена в Японии и в других местах.

Конечно, нельзя ставить знак равенства между интенсивностью

меридиональной циркуляции и повторяемостью северного вет-

ра на тех или иных высотах. Однако так или иначе меридиональ- _

ный обмен заставляет массы воздуха с севера перемещаться к
югу, соответственно южные массы распространяются к северу.

Особо выделяются в этом отношении станции Италии. Над
западной Европой и на средних картах барической топографии

заметен. теплый гребень, ‘ось которого направлена вдоль запад-

ных границ континента примерно параллельно теплому Гольф*
стриму. Восточнее этого гребня располагается холодная лож-
‘бина, доходящая до Средиземного моря. Наиболее ярко выраже-
ны и гребень и ложбина в зимнее полугодие, хотя ясно просле-
живаются они и в летние месяцы. В соответствии с этой бариче-
ской ситуацией над Западной Европой часто’ осуществляется
значительный меридиональный обмен, происходит заток север-
ных масс вдоль изогипс в районы Южной Европы. Такого рода
затоки усиливаются там, понятно, когда общий индекс циркуля-
ии ослабевает. Указанная связь поэтому очень ясна. _
Как уже было указано, сезонный ход содержания озона

и индекса циркуляции скрадывает корреляцию короткопериод-
ных колебаний этих величин. Специально для выявления кор-
реляций короткопериодных колебаний для ст. Винья-ди-Валле
за этот же весенний период 1958 г. был подсчитан коэффициент
_ корреляции между содержанием озона и индексом циркуляцив
методом «текущих средних» по’ формуле т:

п п
2 А) ве: — %0) (У; — 0)
т = = Е

и | №0) — ие : в) р т 10) — 2 - |

ра

где х, и у, — соответственно текущие значения содержания озона
и индекса циркуляции, х, и и, — средние сезонные значения
этих величин, а Хх, и И, — значения х и и, снятые с кривой,
сглаженной графически таким образом, чтобы исключить корот-
копериодные колебания данных величин. Как и следовало ожи-
дать, этот новый коэффициент корреляции г* оказался больше
старого и равен —0,50. Это величина еще раз подчеркивает
существование довольно тесной обратной связи короткопериод-
ных колебаний озона и индекса циркуляции. ^ .
Возвращаясь снова к рис. 4, можно заметить, что наряду
с общим параллельным ходом обратного а для уровня 100 мб
и содержания озона, ка ст. Винья-ди-Валле наблюдалось не-
сколько ярко выраженных отступлений от этой общей зависимо-
сти. Гакие отступления отмечались, например, в периоды между

28/1 и ЗПУ, 1АПУ и 16 ЛУ, 15/У и 20/У 1958г. С целью объяс-.

нения этих аномалий были рассчитаны по картам барической
топографии поверхности 200 мб локальные градиенты ©’ давле-
ния между 40 и 60° с. ш. для меридиана данной станции (меридиав
Рима). Эти градиенты характеризуют в некоторой степени ин-
тенсивность зонального потока в данном районе. Сравнение ло-
кального градиента с общим индексом а показывает, что в общем
локальный градиент следует изменениям общего индекса а.
В то же время имеются хорошо выраженные расхождения в ходе
обоих индексов. Так, в период с 28] по 30/ПТ, когда индекс
а возрастал, индекс а’ падал и соответственно росло количество
озона в районе Рима, достигнув 30—31/1Ш максимума, в то вре-
мя как зональная циркуляция в целом по всему полушарию в эти
дни достигла максимальной интенсивности. Аналогично резкий
подъем х с 14 до 17/У\У в Винья-ди-Валле, идущий вразрез с ходом
‘индекса зональной циркуляции, хорошо согласуется со значи-
_тельным падением локального индекса о’ в течение 14—16/У.
Однако очень существенная аномалия озона: 14—17/ТУ не на-`

ходит себе такого простого объяснения и не согласуется с ходом

ни общего, ни локального индекса циркуляции. Надо заметить, .

что в период с 14 по 16/ТУ по всему северному полушарию про-
исходило существенное усиление циркуляции, причем наибо-
лее значительные скорости наблюдались южнее 40” с. ш. В то
же время в средних широтах наблюдались отдельные нарушения
общего зонального потока. Можно предполагать, что «барьером»
в данный период времени служило струйное течение, распола-
гавшееся в более южных районах, т. е. субтропическое струй-
ное течение. Для района Западной Европы в этот период харак-
терно струйное течение, берущее свое начало в полярной обла-
сти. Оно хорошо прослеживалось на картах 200 мб поверхности
и приносило воздушные массы из района Гренландии через Испа-
нию, идалее вдоль Средиземного моря оно уходило в район Чер-
ного моря. К сожалению, для станций Эльбрус и Абастумани
за этот период нет систематических данных о содержании озона.

‚ Однако наблюдение 15/ТУ на ст. Эльбрус указали там на высо-

кое содержание озона, превышающее среднее за месяц.

Интересно отметить, что все указанные выше отступления
в ходе значений х и а, приходятся на периоды сильно повышен-
ной зональности. Известно, что именно в периоды повышенной
зональности чаше, чем в периоды пониженной зональности, на-
рушается противофазный характер зональности и меридиональ-
ности [61. В соответствии с этим усиление зональности в эти пе-

риоды может сопровождаться иногда усилением меридиональ-

ных движений, что ведет к росту содержания озона на южных,
станциях. Как раз увеличение озона и наблюдается на ст. Винья-
ди-Валле в периоды нарушения указанной связи озона и индекса
циркуляции. |

В отличие от южных станций, где наилучшая обратная связь
между колебаниями содержания озона и индекса циркуляции
осуществляется для уровня 190 мб, на северных станциях связь

наиболее тесна на уровне 200—300 мб. При этом налицо уже пря-

_мая связь. В качестве примера на рис. 6 приведен ход сглаженных
значений содержания озона и индекса циркуляции уровня 300 мб

(его шкала не перевернута) для ст. Рейкьявик (64°08’с. ш.,
21°54’ з. д.) за период с 1/1 по 31/\ 1958 г. Несмотря на то что
станция лежит уже на самом краю зоны, использованной для
расчета индекса циркуляции, все же явно заметна прямая связь
вариаций этих величин, в отличие от обратной связи для ст.
Винья-ди-Валле, находящейся, в общем, южнее планетарной
фронтальной зоны. Это различие нетрудно объяснить: Рей-
кьявик находится севернее основной фронтальной зоны, на тои
ее стороне где, в общем, количество озона повышенное. Ослаб-

95,

ление циркуляции вдоль этой зоны и появление меридиональ-
ний ЗНАВНИ
АНИ ну

о. Е _ ных составляющих движения воздуха позволяет озону утекать И
> ы < Е ра ра ИИ
= > вом с ие № ` на юг. Количество его на севере при этом уменьшается, а в обла- ИИ

сти к югу от фронтальной зоны — растет.

во Некоторые гигантские пики в содержании озона, отмеченные И

в на ст. Рейкьявик в конце января и в феврале 1958 г., очень ин- О

| __ Тересны с точки зрения анализа происхождения озона и механиз-

м. ма его переноса. В этот период на ст. Рейкьявик после длитель-

|. | ной депрессии, когда количество озона в январе держалось на

м _ уровне 0,280 —0,300 см, наблюдается резкий скачок от х = 0,310 си

м. _23/ 1958 г. дох = 0,470 см 26/1 1958г. и до х=0,540 см 30/1

м. 1958 г. После некоторого снижения до 0,400 см в первых числах

в. февраля, количество озона снова резко возрастает до значения

в х = 0,570 см,. наблюдавшегося 11/1 1958 г. По времени года

в. этот рост количества озона как раз совпадает с периодом резкого

| Потепления полярной стратосферы, наблюдаемого как известно

А с 1953 г. [7]. Так, например, на станции СП-7 температура

й. с 23/1 1958 г. по 1/1 1958 г. увеличилась на уровне 100 мб

3 -на 21’, на уровне 50 мб — на 33° и на уровне 30 мб — на

1 35° 18]. Большой рост количества озона не может быть объяс-

. нен чисто радиационными причинами. Некоторые косвенные дан- |

ные указывают на усиление солнечной активности в это время: — |
происходило усиление полярных сияний, а также резкое умень-

в. шение критических частот слоя Е», обнаруженное на некоторых

] ионосферных станциях, в частности в Москве. Г
_ Образующийся озон может служить источником дополни-
тельного радиационного прогревания стратосферы. Надо от-
метить, что вместе с систематическим и болыпим потеплением

_. арктической стратосферы в конце зимы часто отмечается резкое
_ возрастание содержания озона как в высоких, так и в средних ОЙ
широтах. Гак, в 1953 г. все северные европейские станции заре- ии.
тистрировали резкое возрастание содержания озона в первой.
декаде февраля на 0,100 см (по старым коэффициентам). В Окс-
форде кроме указанного 1953 г. резкое повышение количе-

ства озона в конце января или начале февраля отмечалось также о
в. 1951, 1952 и 1954 ть. [9 ‚|

1958 г.)

январь—май
: 300 мб, 2 — содержание озона

ня 300 мб и содержание озона на станции Рейкьявик

(

1 — индекс циркуляции

$ 5. НЕКОТОРЫЕ СООБРАЖЕНИЯ О МЕХАНИЗМЕ СВЯЗИ МЕЖДУ
ОЗОНОМ И ЦИРКУЛЯЦИЕЙ АТМОСФЕРЫ

рис. 6. Индекс циркуляции уров

На основании разобранного материала можно построить | и
следующую схему кратковременных колебаний в содержании
озона в различных частях зоны умеренных широт в сезоны с боль-
шим широтным градиентом озона. Ослабление зональной цир-

пор. 7 04022 90Н0%09000 и в. 7 Заказ 24

9х

куляции ведет к увеличению междуширотного НН
чему озон из северных областей, богатых озоном, пе и
на юг, где его содержание таким образом а я.
ственно усиление зональной циркуляции и осла м р и
нального обмена препятствует переносу озона на ют, — . -
чему последний накопляется под пиротами 60—70’ и
зональной циркуляции можно рассматривать, таким а.
как своеобразный барьер для распространения озона из т
озоном северных областей в южные. Поскольку в. —_ о
сяцы направленный к югу градиент в содержании р о
дается вплоть до полюса, именно эти месяцы дают наибог —.
прямую связь содержания озона в северных районах и и т
зональной циркуляции. В свою очередь увеличение — ду ет
ного обмена ослабляет широтный градиент озона. это во :
ном относится к короткопериодическим колебаниям как м
так и атмосферной циркуляции. Однако такой и и
между озоном и циркуляциеи, возможно, т т
и в некоторых зависимостях озона от времени года р

ТЬ-
‚ Возможно. что особенностями циркуляции можно объясни

обнаруженное (на основании материалов МГГ) т те
ных градиентов, меныних в зоне сильной ЦИклонич а
тельности (по данным ‘Рейкьявика и других т т.
Европы) и гораздо больших в глубине континента (по да и
сона и Алма-Аты) [12]. Хорошо известно,’ с другой т -.
что междуширотный обмен воздушных масс гораздо Е
Западной Европой, чем в. глубине евразийского ко а
Исходя из указанной выше связи между озоном а е-
это различие градиентов хорошо объясняется осла и м
душиротного обмена под континентом. Для дальнейш р

ки этого заключения крайне желательно создание озонометри-.

ческих станций в центре континентальной части СССР между
—60° с. ш. |
50 Далее, широко известен тот факт, что в среднем ме и.
ном распределении озона есть довольно резкий рат р.
от широты 30—35 его количество резко Е. и
ном полушарии). В этом поясе на уровнях 300 — й аи
вается мощная система зональной циркуляции, так _ —
субтропическое струйное течение. Ето существование о р
значительный контраст температур между умеренной и
_ находящейся. в непрерывном обмене массами с а
ластью, и тропической зоной. В соответствии с этим р а
ся с северными массами озон не проникает в более юя т.
сти, что и создает резкий градиент озона на этих шир м
Согласно Х. П. Погосяну [10, стр. 135], разность вели

СВ

геопотенциала между последовательными гребнями и ложбина-
‘ми поверхности 500 мб, характеризующая интенсивность между-
широтного обмена, равна 60—159 в широтах 40 —60° и всего
14—28 в широтах 20—30”. Вероятно, аналогичное различие су-
ществует и в нижней стратосфере. Эта особенность циркуляции
объясняет, таким образом, наблюдающийся резкий градиент
озона в поясе 30—35° с. ш. Ранее его связывали с изменением вы-
соты тропопаузы на этих широтах и сильной озоноразрушающей

ролью тропической тропосферы. Однако, во-первых, трудно счи-

тать тропосферу Кабула или Северной Индии (где наблюдается
значительно меныше озона, чем, скажем, на южных станциях
СССР или Италии) тропической. Во-вторых, последние наблю-
дения озона химическим методом с самолета не обнаружили ни-
каких резких градиентов в содержании озона, связанных с тро-
попаузой [11]. Это значит, что процесс разрушения озона не уско-

‚ ряется заметно под тропопаузой по сравнению со стратосферой.

_ Весьма интересной чертой сезонного хода озона в северном
полушарии в 1957—1958 гг. является наличие на ряде станций
(Алма-Ата, Абастумани, Воейково, Уккль, Рейкьявик и др.)
вторичного летнего максимума в сезонном ходе содержания озо-
на. В июне — июле на этих станциях среднемесячное количе-
‘ство озона увеличивалось на 0,015—0.020 см относительно об-
щего годового хода содержания озона в течение предыдущих и
последующих месяцев. Сходный летний максимум наблюдался ра-
нее в течение ряда лет в Оксфорде (в августе) и в других местах.
Он явно зависит от широты. На южных станциях он появляется
в июне (например, в Алма-Ате) и смещается к северу на август
(Рейкьявик). По Петцольду, сезонные изменения фотохимиче-
ского равновесия создают колебания озона с максимумом летом

и с амплитудой не более 0,02 см. Соответственно в июле озона

должно быть максимум на 0,004 см больше, чем в смежные ме-
СЯЦЫ. Наблюдаемый в действительности летний максимум, как
мы видим, значительно больше этой величины. Можно предпо-
ложить, что он адвективного происхождения и связан с уси-
ливающейся летом меридиональной составляющей общей цир-
куляции атмосферы. Действительно, к середине лета зональная
циркуляция убывает и одновременно создаются благоприятные
условия для усиления меридиональной циркуляции, благодаря

росту температурных градиентов материк — океан.

Данные МГГ по озону [12] показали, что на всех станциях
наблюдается вторичный (после зимне-весеннего) максимум из-
менчивости озона ото дня ко дню, в июне — августе особенно за-
метно выраженный на южных станциях средних широт. Это уве-
личение изменчивости озона вызывается, безусловно, увеличе-

7: | „о _

нием междуширотного обмена. На подобный вторичный макси-

мум изменчивости озона в Оксфорде (в июне) и в Арозе (в июле)
указывал в 1954 г. Норманд [9]. Г.
Результаты МГГ указывают также, что на фоне плавного
уменьшения меридиональных градиентов содержания озона
от весны к осени наблюдается небольшой провал в летние ме-
сяцы (июнь или июль) (табл. 4). Такое уменышение широтного

Таблица 4
Междуширотные градиенты содержания озона в 10-3 см —

Месяцы

Станции
И ПЕ МТУ

ме

хх | х

Рейкьявик — Ук-
Е о В 77 17
Воейково — Эльб-

о чм! Я 697

и
Воейково — Алма-
“Аа. о. 11165 1178-1653] -- 1081-83] 199 1104 455 | 28| 290

градиента летом говорит, очевидно, об адвективном характере
вторичного летнего максимума в южной части умеренного поя-
ва... |

Все эти предварительные выводы из проведенной обработки
данных МГГ по озону позволяют говорить о связи летнего мак-
симума в содержании озона с усилением меридиональной цир-
куляции.

$ 6. ОСОБЕННОСТИ ЮЖНОГО ПОЛУШАРИЯ _

Хорошо известно, что условия циркуляции в северном и юж-
ном полушарии довольно сильно отличаются друг от друга.

Более однородная поверхность южного полушария и наличие
‘высокой холодной Антарктиды создает в южном полушарии з0-

‚нальную циркуляцию, примерно вдвое более сильную, чем в се-
верном. Если существует связь между озоном и циркуляцией,
она должна, безусловно, проявляться в различиях режима озона
в северном и южном полушариях.

Как можно видеть из табл..1, в южном полушарии количе-
ство озона заметно больше, чем в аналогичных широтах север-

100

ного полушария *. Это выражается также и в наличии большего
_ широтного градиента озона в южном полушарии: Его можно объ-
яснить тем, что гораздо более сильная зональная циркуляция
южного полушария препятствует проникновению озона из уме-
ренных в тропические широты и помогает ему скопляться в вы-
соких и средних широтах.

Возможно, что меныная годовая амплитуда количества озона

и в умеренных южных широтах связана, хотя бы отчасти, с мень-

шей изменчивостью циркуляции южного полушария по сравне-
нию с северным.

лушарии летом, выражен гораздо слабее в южном. Это видно как

в. по старой диаграмме Гетца, так и по данным наблюдений в Ас-

пендейле и на Маккуори. Благодаря этому обстоятельству в лет-
ние месяцы в северном полушарии (недолго) озона может быть

в даже несколько больше, чем в южном. Поскольку фотохимиче-

ские условия равновесия озона в обоих полушариях почти оди-

й. наковые, различия этих максимумов отражает, очевидно, их ад-

вективное происхождение — тот факт, что усиление меридио-
нальной циркуляции летом в северном полушарии выражено

куляцией атмосферы:

м. _` Выводы, сделанные нами касательно этой связи, еще далеко

не окончательные. Обработка накопляемого материала позво-
лит в дальнейшем их еще раз проверить. Тем не менее они наме-
чают некоторые пути будущих исследований связи между атмо-
сферным озоном и погодой.

Г ) ЛИТЕРАТУРА

| ее 1. РаеЁ хо 1 4 Н. К. Мех ехрегипета| ап ЧВеогеНса]1 шуезНеаНойз

оГ Пе айпозрНегс охопе 1ауег. З‹егй. Ргос. ш{. Азз. Мееог., Юоше,
1954; Гопаоп, 1956.
2. Могтмапа. Айтозрвенс огопе ап4 иррег а! соп@1#юоп$. Опам. Топгп.

| } Коу. МеЕ. $0с., 79, № 339, 1953.

. Безверхний Ш. А.. Озонометрические данные по Алма-Ате в со-

в. _ поставлении с некоторыми метеорологическими факторами. Труды Ка-

захск. НИГМИ, вып. 5, 1955...

Тоцгы.. Ме: ос. ЛТарап. 5ег..2, 32, №4, 1954.
5. Дзерзеевский Б. Л., МонинА. С. Типовые схемы общей цирку-

ляции атмосферы в северном полушарии и индекс циркуляции. Известия
АН СССР, сер. геофиз., № 6, 1954.

* В дальнейшем мы будем сравнивать все время одинаковые сезоны
обоих полушарий, т. е., например, декабрь — январь северного полушария
с июнем — июлем южного и т. д.

101

Вторичный максимум озона, наблюдающийся в северном по-.

_ ярче. Это еще одно проявление тесной связи озона с общей цир-.

‚ М!1уакКе\. Камашига К. $4и4ез оп абтозрегс охопе ай Токуо. |

|2.

‚ШогосянхХ. Н.
Е

. КацА. Л. Общий индекс циркуляции как показатель зональных

и меридиональных синоптических процессов. Метеорология и гидро-
логия, № 5, 1959.

Векслер Г. Колебания о атмосфере над Антарктикой.
9:

Метеорология и гидрология, № 5,

‚ Зубян Г. Д. О междуширотном обмене теплых и холодных масс воз-

духа в стратосфере зимой. Метеорология и гидрология, № 1, 1959.

Могшапа С. У. В. Оп Ше ешореап о2опе орзегуаНопз. заепт..

Ргос. 1+. Азз. Ме. Коше, 1954; Гопдоп, 1956.

В Общая циркуляция атмосферы. Гидрометиздат,

Каув Е. ВгемегА. №, Борзоп С МВ. . боше шеазаге
пеп{$ о{ ве уегИ са] 415 1риНоп оЁ айтозрНегс охопе ру а спениса! шеё-
од. эсеп+. Ргос. Ш. Азз. Мщеог. Коте, 1954; Гопдоп, 1956.

Кузнецов Г. И. Некоторые выводы из наблюдений атмосферноге
озона во время МГГ. Информационный бюллетень МГГ, № 9.

В. Д. РЕШЕТОВ

ГИПОТЕЗА АЭРОЗОЛЬНОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ
АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА
Зишшагу

А сопгриНоп фо Фе ехр{апа оп о! анпозрПег1с охопе рПепо-
тепа сап Бе таде оп Те Баз1$ о! {Ве Тасф, ефаб Неа Бу Ше аиц{-

ог, Ша — ОН 101$ аге 4езогое4 Гош Ше зи асе о] п1о1$1 аего-

501 рагНез ироп еуарогаЙоп о{ Ше аегозо].

Твезе 101$ шау у!е4 Шеш спагоез, \пеп еу соШае хив
пешга! по]еси]ез, апа спапое ю ОН га41са1 УП а Иее уа[епсу.
ТНе арреагапсе о{ {гее га41са|5 аБоуе {1е зи{асе оГ Ше 1101$
аегозо] раг1с]ез. э1\ез г15е ю а \Пое зресёгит о сПепса| апа
рпофоспет1са1 геасНопз, шея {ПаЁ о! 1огтаНоп оГ Ну4госеп
регох!4е апа антозрНег!с охопе. Аз 1115 геасНоп 1$ спаш — Ике

_ш паге ш И; пчае раг, И Ш, ИКе аП зисЬ геасНоп$, рго-

сее@ езрес1аЙу ицепзуе[у а® ргеззигез тот 5 №ю 50 шЬ. Т№5
ау ехр1а1 Фе охопе софеп тахипит обзегуей а ай дез
тот 20 Ю 30 Ем. |

СопаепзаНоп ргосеззез аге ассотраше4 ру зогрНоп о — ОН
100$, апа Фегеюге Феу гедисе Не охопе сомеп ш’е а.

Трезе сопсерНопз оп зрошапеой$ охопе 1огтаНоп ош Те
ппо1$фиге о ап анпозрНегс аегозо| ап е охусеп оЁ {Ше а! аз
а гези!{ о! ВеаЙпе апа еуарогаНоп о? Те аегозо! апа 1$ Шипипа-
Ноп, оПег ап ехр!апаНоп ог фе аппиа! апа Чшгпа| сигуе оГ охопе
ш Ме анпозрнеге, №3 тахниит ш Ше ро]аг гед1опз аЁ Ше епа

_ ог Ше ро]аг п151, апа тапу оПег Ёас{з сопсегиштя 14$ ге]аЙоп фо

{Пе хеа ег. .
1. ВВЕДЕНИЕ

_ Современная теория фотохимического образования атмосфер-
ного озона испытывает трудности при объяснении некоторых

фактов и свойств озона. Так, например, на юге, где ультрафиоле-

103

товой радиации болыше, количество озона меньше, чем в север-
ных областях, где приход ее (радиации) значительно меньше и где

он полностью отсутствует в полярную ночь. Трудно также объяс-_
НИТЬ ГОДОВОЙ ХОД Озона с максимумом в конце зимы — начале

весны, а также высокое содержание озона в нижней части страто-
сферы и в тропосфере, поскольку та часть ультрафиолетовой

радиации, которая создает атомарный кислород, вся поглощается

выше 20 км. Трудно также объяснить появление частного макси-
мума озона, наблюдающегося иногда в области тропопаузы,
или значительные колебания содержания озона в связи с пого-
дой: возрастание озона при фене, антициклогенезе, при разру-
шении тумана после прохождения фронтов и при некоторых дру-
гих атмосферных явлениях [1, 2]. |

Возникает мысль, что озон в атмосфере генерируется также
под воздействием других факторов, которые в ряде случаев,
возможно, являются весьма важными. Ниже излагается гипоте-
за образования атмосферного озона атмосферным аэрозолем
из воды и кислорода воздуха при явлениях избирательной сорб-
ции (и десорбции) на поверхности частиц аэрозоля.

2. ОБРАЗОВАНИЕ СВОБОДНЫХ РАДИКАЛОВ ГИДРОКСИЛА
НАД ПОВЕРХНОСТЬЮ ЧАСТИЦ ВЛАЖНОГО АЭРОЗОЛЯ КАК
СЛЕДСТВИЕ ИЗБИРАТЕЛЬНОЙ СОРБЦИИ НА ГРАНИЦЕ

ВОДА — ВОЗДУХ

Атмосфера всегда содержит так называемые ядра конденса-
ции, окруженные пленкой влаги, и продукты конденсации в ви-
де зародышевых капель. г

Число ядер конденсации в воздухе при дальности видимости
10 —20 км составляет у Земли 10—20. 103/смз. Оно быстро убы-
_ вает с высотой, но и на высоте 5—6 км составляет несколько со-
_ тен в см. Под задерживающими слоями, под инверсиями в тро-
посфере и стратосфере и в том числе под тропопаузой накапли-

ваются значительные количества ядер и продуктов конденса-.

ции, т. е. концентрация атмосферного аэрозоля здесь резко воз-
растает. При радиусе частичек атмосферного аэрозоля в «чистом»
воздухе порядка | п, а частиц облаков и туманов около — 106
и при концентрации их около 10%/смЗ общая поверхность их,
на которой возникают явления сорбции, составляет сотни и ты-
сячи’ км” в каждом км? «чистого» воздуха, а в облаках или ту-
манах — десятки тысяч км? на кмз того или другого. Таким об-
разом, сорбирующая поверхность атмосферного аэрозоля в сот-
ни тысяч раз больше поверхности Мирового океана |

Рассмотрим особенности сорбционного процесса на границе.

104

вода — воздух применительно к атмосферному аэрозолю. При

этом учтем, что вода всегда частично диссоциирована на ионы
водорода и гидроксила (рН дистиллированной воды равно 7) и что
адсорбционные потенциалы воды по отношению к различным
ионам различны. Вследствие этого одни ионы оказываются втя-

‚нутыми во внутреннюю часть поверхностного слоя, а другие

оказываются ближе к свободной поверхности, и на границе
воды и воздуха возникает так называемый двойной электрический
слой и соответствующий электрокинетический потенциал. Эти
явления в применении к атмосферному аэрозолю изучены еще
недостаточно. Эйкен [3], изучая некоторые водные растворы, пред-
ставляет наглядно процесс так, что болыной ион выталкивается
силами сцепления молекул воды на ее поверхность. В случае
воды такими ионами оказываются ионы гидроксила ОН’. Бах

и Гильман [4], изучая электрофорез пузырьков воздуха в дистил-.

лированной воде, показали, что пузырьки воздуха заряжаются
по отношению: к воде отрицательно, а вода положительно.
Отсюда следует, что отрицательные ионы гидроксила распо-

‚ лагаются преимущественно ближе к внешней поверхности воды,
что облегчает отрыв и уход в воздух этих ионов вместе с молеку-

лами пара под действием теплового движения молекул.
Кен и Нейман [5], также наблюдая электрофорез пузырьков

‚воздуха, заметили, что в подкисленной воде с высоким содержа-

нием ионов водорода пузырьки воздуха заряжаются положи-
тельно, а в подщелоченной воде (повышенное содержание ионов
ОН”) отрицательно. Очевидно, различие концентраций ионов
гидроксила и водорода во внешней и внутренней частях поверх-

НОСТНОГО СЛОЯ дистиллированной ВОДЫ относительно невелико.

и может быть перекрыто общим увеличением концентрации
ионов водорода при подкисливании и т. д. Наше изучение уни-
полярного заряда капель искусственного аэрозоля в зависимости
от рН распыленного раствора показывает [6], что нейтральный
аэрозоль существует лишь при рН около 5. При рН распылен-
ного раствора меньшем 5 (весьма кислый ‘раствор) капельки
аэрозоля заряжаются по отношению к воздуху отрицательно.
При рН раствора больше 5, в том числе и при нейтральной ре-
акции, когда рН=7, а также при щелочной реакции раствора
капельки аэрозоля заряжаются по отношению к воздуху поло-
жительно. Наблюдения электрофореза частиц аэрозоля в камере
тумана (рис. 1) показали, что при РН распыленного раствора

‚меньпте 5 частицы оседают преимущественно на аноде, а при

рН>>5, в том числе и при нейтральной реакции, — преимуще-
ственно на катоде, т. е. они заряжены положительно по отно-

шению к воздуху. Очевидно, существует избирательный сорб-

105

ционный обмен ионами между водным раствором и воздухом.
В воде при нейтральной реакции ионы гидроксила концентри-
руются (адсорбируются) преимущественно во внешней части по-
верхностного слоя. Если на поверхности аэрозольных частиц
а | в атмосфере происходит

и концентрация ионов гидро-

. | ксила, то согласно общим
законам сорбции их равно-
весная концентрация там
должна быть тем выше,.
чем ниже температура.
Поэтому при удалении аэ-
розоля от равновесного _
состояния, вызванном пПо-
вышением температуры или
понижением относительной.
влажности, наступает про-
цесс десорбции, при кото-
ром вместе с` молекулами
воды с поверхности аэро-
зольных частиц срываются

° ионы ОН. При этом пони-
жается рН воды капелек

—_=— => = = 3 3 = = ----------

еее ле

приобретает кислые свой-
ства и возникает положи-
тельный заряд атмосфер-
ного аэрозоля [7]. Осад-
ки, «вымывающие» атмос-
ферный аэрозоль, как правило, имеют кислую реакцию.
Данные наблюдений около 90 станций за зимние месяцы —
январь и февраль 1954—1958 гг. о рН атмосферных осадков,
регулярно публикуемые в журнале «Теллус» [3], показали, что
рН атмосферных осадков меньше 7, т. е. вода атмосферного
аэрозоля имеет кислую реакцию. Обнаружилось также, что
процесс десорбции гидроксила с поверхности частип атмосфер-
ного аэрозоля идет более интенсивно в более южных — теплых
районах, а к северу, в более холодном воздухе, он не столь ин-
тенсивен: рН осадков там несколько выше (оставаясь меньше И

Рис. 1. Отношение весовых остатков

осаждения капельного аэрозоля на

аноде т+ и катоде т при различ-

ном значении РН распыленного рас-
твора

что косвенно подтверждает предполагаемое влияние низких тем-.

ператур. Если учесть, что основным поставщиком ядер атмо-
сферного аэрозоля является поверхность Мирового океана,

вода которого имеет шелочную реакцию [рН— 91, ‘то интен-
сивность этого процесса становится еще более очевидной.

106

атмосферного аэрозоля, она.

Как указывает Н. Н. Семенов [9], переход ионов гидроксила
ОН- в свободные радикалы ОН может происходить путем отда-
чи одного электрона электроду или другой частице. Электродом
может служить, очевидно, и капелька (частичка) аэрозоля, на
которой может оставаться электрон одного из вылетающих
вместе с молекулами пара ионов гидроксила. Тогда непосред-
ственно над поверхностью частицы аэрозоля появляется некото-

‚ рое количество свободных радикалов ОН. Они могут также воз-

никать и в поверхностном слое капельки при срыве электронов
с отдельных ионов гидроксила, находящихся на поверхности,
подлетающими и отражающимися обратно молекулами газа
и пара. Таким образом, образование свободных радикалов на
поверхности частиц аэрозоля и в воздухе идет в два этапа

НО + М, > Н+-ОН- + М, со

ОН + М, 2 ОН М. — (2)

3. ИНИЦИИРОВАНИЕ СВОБОДНЫМИ РАДИКАЛАМИ ОН РЕАКЦИИ
ОБРАЗОВАНИЯ ОЗОНА ВО ВЛАЖНОМ АЭРОЗОЛЕ

Появление свободных радикалов ОН на поверхности и над
поверхностью капелек аэрозоля создает возможность ряда хи-

мических реакций. Возможна, по-видимому, реакция гидрокси-_

ла с молекулами воды (пара) и кислорода с образованием озона
Оз и гидроксония Н.О по общей схеме:

ОН НОО. М-РН М.

Цепи этой реакции, возможно, развиваются так:

Оо ОН (3)
Н+Н.О - М - НН.О- М, —
или так:
ОН-+ О, > ОН - О,"
М. Ом = (5”)
О.Н - Н.О - НН.О = О,.

Эта реакция должна идти с выделением приблизительно
35 ккал/моль. Количество возникающего озона должно быть про-
порционально количеству появляющихся молекул ОН, т. е.
должно увеличиваться с увеличением степени дисперсности вла-
ги, так как при этом увеличивается поверхность капель, а также

107

при процессах прогрева и испарения аэрозоля, так как при
этом увеличивается выход в воздух ИОНОВ И радикалов гидрокси-

ла. Возможна и другая реакция с образованием на капельках

(частичках) аэрозоля перекиси водорода:
ОНтОН-+М + Н.О, М. (4)

Такой процесс ассоциации свободных радикалов идет с выделе-_
нием энергии около 50 ккал/моль. Известно, что перекись водо-‹

рода является нестойким соединением и распадается при новы-
шении температуры. Следовательно, при низких температурах

в атмосферном аэрозоле может образоваться и аккумулироваться _

болынее количество перекиси водорода. Она может присутство-
вать также и в некотором равновесном количестве в воздухе над
поверхностью частиц аэрозоля. о |

Иванов [10], исследуя воду дождя, снега и тумана, обнару-
жил в ней перекись водорода. В воде обычного дождя ее коли-
чество около 0,004 мг/л, а в воде грозового дождя достигает | мг/л.
Снег, лед, туман содержит перекиси водорода около 0,05 мг/л.
Под воздействием нагревания или света (особенно ультрафиоле-
товых лучей) перекись водорода распадается с образованием
свободных радикалов по цепной реакции [9]:

ОНО. НОНО
НО, -- ОН - НО" + ©,
о (5)

Так, над поверхностью частиц аэрозоля появляется гидроксил
в виде очень активных в химическом отношении свободных ради-
калов ОН, а также в виде ионов ОН и ионы гидроксония НзОт.

Это ведет к образованию значительных количеств озона по опи-

санной выше реакции типа (3).

Заметим, что реакция [5] в лабораторной и промышленной
практике осуществляется как методом нагрева, так и методом
фотолиза при использовании импульсных ламп большой мощ-

ности [9]. |
За время вспышки импульсной лампы, длящейся несколько

микросекунд, зарождается такое количество свободных радика-
лов, которое достаточно для дальнейшего инициирования цеп-
ной реакции разложения перекиси водорода в течение длитель-
ного отрезка времени. Так’ как молекула перекиси водорода
болыше молекул кислорода и озона и отличается малой энергией
связи О— О (54 ккал/емоль), то она диссоциирует не только под

воздействием жестких ультрафиолетовых лучей, вызывающих.

108

распад молекулярного кислорода и озона, но и под воздействием
относительно более длинноволновой части лучей ультрафиоле-
‘тового конца спектра, проникающих ниже 20 км в стратосферу
и даже тропосферу, а также коротковолновой части спектра ви-
димых лучей.

Это обстоятельство, как мы увидим далее, может играть
существенную роль в особенностях распределения озона в атмо-
сфере.

о Кроме описанных выше возможных механизмов образования
атмосферного озона вероятно образование озона в самой воде
аэрозоля при пониженных температурах.

_ Можно предположить, что вода частично диссоциирована на
водород и на атомарный кислород по схеме

НОМ НЕОН МНО + М.. (6)

Если даже число появляющихся атомов кислорода в воде
ничтожно мало, то и в этом случае они, вероятно, будут приводить
к аккумулированию в воде аэрозоля некоторого количества
озона при реакции ассоциации | |

а (7)

Поскольку растворимость озона в воде на целый порядок выше,
чем растворимость кислорода, он будет постепенно аккумулиро-
ваться в воде аэрозоля, особенно при пониженных температурах.
Но достаточно нагреть холодный аэрозоль, как из него тотчас
начнется десорбция растворенного озона в воздух, поскольку
с повышением температуры растворимость (адсорбция) озона
в воде резко падает. Тоже произойдет, когда элементы аэрозоля
частично или полностью испаряются при ‘осушении воздуха и
падении относительной влажности. Сравнивая вероятности ре-
акций (1—5) и (6—7), можно предположить, что будет преоб-
ладать реакция по схеме (1—2 —4—5), т. е. идущая через пред-
варительное образование перекиси водорода. Ход реакций
(6—7) в воде затруднен тем, что вероятность рекомбинации ато-
мов кислорода с Оз ничтожна. Реакции по схеме (6—7) требуют
преодоления значительно большего энергетического барьера
(219 ккал/г моль) и они связаны с энергией соЛьватации высоко-
заряженных ионов-молекул М в жидкости. В то же время ре-
акции по схеме (1—4) требуют преодоления значительно мень-
шего энергетического барьера, не выше 118 ккал/е моль, при-
чем в каждом отдельном акте реакции требуется не более 30—
60 ккал/г моль, т. е. отбора кинетической энергии сталкиваю-
щихся молекул не более 1,5—3 электронвольт.

109

- Все описанные выше возможные процессы образования озона |

в атмосферном воздухе обусловлены совместным действием яв-
лений диссоциации (ассоциации) и избирательной сорбции за
счет тепловой или лучистой энергии, |

Все они приводят к увеличению содержания озона в воздухе

при прогревании или испарении атмосферного аэрозоля, когда
с его поверхности про-

о исходит десорбция о30-
о . 8 на, гидроксила, а так-
|| же перекиси водорода.

6 - ний Последняя, распадаясь
5 то под действем тепла или
0/0
Г во: | света, приводит к появ-
3 4 лению химически актив-
к т >
> 22 мая 19592 _ ных свободных радика
’‚ . лов ОН, вызывающих
| образование озона по
И о с схеме [3].
- а Чтобы ’иллюстриро-
| и вать действие описан-
Рис. 2. Генерирование озона в помеще: ных выше реакций об-
нии влажным полотнищем, принесенным разования озона, нами
с улицы;
Г и 4 — измерение содержания озона в _ был поставлен следую
помешении соответственно до развеши- щий ОПЫТ. Полотняное
вания влажного полотнища и спустя полотнище размером
2 час после его снятия; 2 из — два по- 5х 5 имитирую-
‚ следовательных измерения содержания и
озона на расстоянии 1 м от влажного щее поверхность частиц
полотнища (каждое измерение дли . ‚аэрозоля, было смочено
лось от 40 до 60 мин). Температура в водой и вывешено на во3-
помещении -+20°, температура на ули- _ духе в тени рано утром
5° Размер полотнища 1,5Ж2,0 м у р У
гы о — — при ‘температуре око-

помещения 50 м3 ое!
ло 5. После экспо

_зиции в течение часа полотнище было перенесено в лабораторию,
где до этого (см. статью Бритаева в настоящем сборнике) содер-

жание озона в воздухе было равно 4,5 (1 = 19° г озона на.

1 мз воздуха). После развешивания принесенного с улицы влаж-
ного полотнища, количество озона увеличилось в помещении до
7,8 у (рис. 2 кривая 2) (каждое определение озона требовало
около часа времени). Через час, когда полотнище почти высохло,
содержание озона было еще повышенным (5,6 у), хотя и мень-
шим (кривая 3 на рис. 2). Затем полотнище было убрано, после
чего через 2 час содержание озона в помещении упало до 3,8 у
(кривая 4 на рис. 2). Таким образом, внесение в теплое помеще-
ние влажного полотнища с «холодной» улицы привело к возра-

110

станию озона в помещении в 2—21|, раза, что, по-видимому,
подтверждает существование упомянутых выше процессов обра-
зования озона при явлениях десорбции охлажденного атмосфер-
ного аэрозоля при его прогреве или испарении. В другом опыте
полотнише несколько меньшее (1 х 1,5 м) прямо в помещении
смачивалось 3%-ным раство- = —
ром перекиси водорода. Из 44,
рис: 3 видно, что количество
озона в помещении (кривая2 #
на рис. 3) при этом возросло 5
примерно в три раза по срав- ео
нению с первоначальным или Е”
которо
тем, рое осталось после 2 8
0/0 0/0

бяснатор ИВ
5

22 октября 19592:

удаления полотнища.
Из этого опыта можно

заключить, что десорбция 0 ; а р =

перекиси водорода в воздух Время чае

действительно приводит к

Рис. 3. Генерирование озона в поме-

‚ генерированию озона. Напом-
‚ним, что. сам факт существо-

вания перекиси в воде, полу-
чающейся из атмосферного

шении полотнищем, смоченным 3%-
ным раствором. перекиси водорода:
1 и 3 — измерение содержания озона
соответственно до экспозиции полот-
нища и через 2 час после его съема;

аэрозоля, являетс .
ое [10] В я УСТАНОВ 2 измерение содержания озона на
|. Бозражения мо- расстоянии 0,5°м от полотнища,

гут быть только в том отно- смоченного раствором перекиси во-
шении, что в присутствии ДОРода. Размер полотнища 1Х1,5 м,
органических веществ пере- и

’ Кись водорода распадается | %

быстрее. Но если говорить об атмосферном аэрозоле, то он

‘также содержит в себе значительное количество органических

веществ. В другом опыте были организованы измерения озона
на улице и перед открытым окном в более теплом помеще нии, в ко-
тором врывающийся с улицы аэрозоль должен прог реваться,
частично испаряться и при этом создавать озон. Эксперимент
длился два дня. Как видим (рис. 4), количество озона в помещении

перед открытием окна было существенно меньше, чем на улице,

а после возросло и стало выше, чем на улице. Это подтверждает
наши предположения о генерировании озона при явлениях про-
грева и испарения атмосферного аэрозоля. Если бы аэрозоль
просто десорбировал поглощенный на улице озон, то его количе-
ство в помещении с открытым окном не могло бы превысить коли-

`чество озона на улице, тем более что в стенах помещения озон

интенсивно разрушается.
В 1952 г. в районе Лос-Анжелоса Регенер зарегистрировал

НТ

в приземном слое воздуха случаи повышенной КОННИ
озона [11], превосходящей ту, которое наблюдалось при - р
в свободной атмосфере. Резкое возрастание озона здесь на . —
далось в период от 8 до 12 час, т. е. в период прогрева и испар

; И О о А ПА 08 10 12 14
2% 05тЯб0Я 29 05'7Я00Я Время

Рис. 4. Генерирование озона в воздухе, врывающемся с
улицы в Помещение:
м содержание озона в помещении на расстоянии
1 м от открытого окна; содержание 030
на на улице. Разность температур на улице и в помещении
колебалась в пределах 5—10°, аэрозольное состояние на-
ружного воздуха характеризовалось наличием дымки

‹

ния приземного аэрозоля. Регенер предположил, что, по-ви-
димому, имеет место «адсорбция озона на ОС ИчЕСКИ
аэрозолях, ведущая к временному образованию перекиси водо.
рода. Это вещество освобождается в утренние часы, когда умень
шение относительной влажности вызывает испарение с аэрозо-
лей, вслед за тем происходит фотохимическая ие. —
процесс, который может приводить сызнова к образованию

озона». |
Из этого высказывания видно, что научная мысль, работаю

шая над проблемой происхождения тропосферного озона, идет.

в разных странах параллельным путем, хотя имеются и т
езные различия. Регенер считает, что «озон образуется непосред
ственно из веществ, содержащихся в аэрозолях, На
под опускающейся инверсией». Он рассматривает а
аэрозоль как аккумулятор, но не как. генератор атмосфер

озона и считает невозможным обойтись без предположения о
фотохимической диссоциации (которая, по нашему мнению,
может только усилить процесс). Если бы озон в тропосфере не
возникал, то он как сильный окислитель вскоре разрушался
бы благодаря присутствию органических веществ в атмосфер-
ном аэрозоле и на поверхности Земли. Существующая в тропо-
сфере и у Земли концентрация озона обусловлена равновесием
между постоянно действующим механизмом образования озона
и факторами, приводящими к его разрушению.

4. ОБЪЯСНЕНИЕ ОСОБЕННОСТЕЙ ЯВЛЕНИЙ ОЗОНА
В АТМОСФЕРЕ |

Попытаемся теперь объяснить с точки зрения приведенной

‚выше гипотезы известные нам факты об атмосферном озоне.

Так, например, значительное возрастание озона при фене [1],
при антициклогенезе [2], при рассеивании тумана или дымки
в первую половину дня [11], при разрушении (испарении) низ-
кой слоистой облачности [2] объясняется прогревом опускающе-
гося воздуха и частичным или полным испарением приземного
аэрозоля. Десорбции с его поверхности Оз, Нз2О> и ОН приво-
дят к резкому возрастанию озона в воздухе. В табл. 1 приво-

дится пример резкого увеличения озона у Земли при разрушении .

облачности (приподнятого тумана, существовавшего перед этим
под антициклональной инверсией около 2—3 дней) из работы
Тейхерта и Вармта 12]. |

Содержание озона 18 марта 1954 г.

Время . 0 час 6 час 9 час 12 час 15 час 18 час 95 час
Озон... 8 9 21 А 3 0 9
Высокий туман Безоблачно

В момент исчезновения слоистой облачности количество озона
увеличилось в 21|. раза, а затем вновь снизилось, подтверждая
приведенную выше гипотезу. С этой точки зрения понятны также
явления повышенного содержания озона близ водопадов и в по-
лосе брызг морского прибоя (12). Можно вообще ожидать повы-
шенного содержания озона над теми частями океана и тогда,
когда температура воздуха выше температуры. морской воды.
Поскольку последняя имеет щелочную реакцию (рН—9), то
при испарении морских брызг десорбция радикалов ОН ведет
к образованию озона. Количество последнего на берегу моря
должно повышаться при дневном бризе особенно в первую поло-
вину лета, когда температура воды ниже температуры. воздуха.

8 Заказ 24 | 113

] обнаружили увеличение озона после про-
хождения фронтов, а А. Константинова — после снегопада
[13]. Вместе с весьма высоким содержанием перекиси водорода
в воде грозового ДОЖДЯ (око-.
ло 1 мг/л) и в снежной воде
[10], это говорит о диссоциа-
_ я пии НО» и радикалов
) | Это указывает, поскольку тро-
—— | зовой дождь образуется в ВЫ-
соких слоях атмосферы ИЗ.
весьма охлажденной верхней
части кучево-дождевых обла-
-: ков, на энергичную десорб-
и цию Н?О2 и ОН при повы-.
пении температуры капель
и на последующее образова-
| | ние озона.
| Рассмотрим теперь расире-
деление озона, в частности на
о . наличие его вторичного мак“
0 „7“ рота) симума на высоте И юм;
и: о с точки зрения его вЗа-
и имосвязи С атмосферным
й о аэрозолем (рис. 5). Объяснить
| | этот максимум озона на выСо-
и я. те 11 км действием ультрафио-
р 004 008 `0012 сим _летовой радиации Солнца во
всяком случае затруднитель-
но. Он может быть сравни-
тельно просто объяснен тем,

Тайхерт и Вармт [2

<
ы <
—ь м
—>

=>
_
Г.

—

м ь
— =
—> 3

-—

у \

Рис. 5. Вертикальное распределе-
ние озона и перламутровых обла-

ков, по Дривинг [15], и пример Е
высокого содержания озона ниже что под тропопаузои всегда

20 км по измерениям в период скапливаются продукты КОН-
т ое ее денсации. эдесь нередко Ва
рзона в дни со значительным об- полагаются перистые облака,
щим содержанием озона; 2—вВ ДНИ т.е. имеется весьма ХОЛОДНЫЙ
с очень большим содержанием атмосферный аэрозоль. Пере-
озона; 8— повторяемость перла- нос турб лентной ди узией
мутровых облаков: 4— распре- уР5У то д а
деление озона над Москвой этого холод р
17/1 1958 г. по данным измере“ вверх — в область инверсии
ний в ЦАО, о обработанный тропопаузы —и В НИЖНЮЮ
часть стратосферы приводит
К частичному ИЛИ значитель-

А. П. Кузнецовым
ному испарению влаги Сс частиц аэрозоля И повышению

концентрации озона.

Иа

Аналогичное явление. можно ожидать.

в инверсиях над с
ое д слоистыми и слоисто-кучевыми облаками
Собственно г
ов о ое соображения могли бы быте
уровне 25—30 км наряд яснении главного максимума: озона а
сии Там как а а.
ературы, а . ачинается значительная инверсия _
жить полное и до высоты 50 км [14]. В ней к
значительной десорбцией рение аэрозоля, сопровождающеес
да с последующим пов озона, гидроксила и перекиси водо ,
ности в нижней части э м. концентрации озона, в оба
о р та т. е. как раз на уровне 25—35 и.
озону и по перламутров рассмотрела совместно данные по
а а ым облакам для севера Норвегии и п -
<симумОм Е с распределения озона с ма
(после 1957 г.) определения а о Е
чем предпол | ывают на бо.
астую ВА и о.
Го сеена. а в нижних слоях стратосфе ы
измерениям в ЦАО в и Один из таких Е
не ое риод МГГ представлен на рис. 2. Нат
Наличие и 66 приведено выше. и
ее ах. о обнаруженного в последние годы на
арамельной о Е т являться следствием описанной выше
ребристых облаков Е радикалов ОН с влаги элементов се-
а ее предположение, что серебристые обла-
состоянии. Шкловский их элементов воды в жидком или тве
| кий [17| высказал предположение, что В

может образовать
ся из обнаруже
Н
с помощью реакции РУ ного здесь гидроксила и озон

2ОН -- О, = НО + 20..

Но в этой |
ой реакции вмес |
есто знака ут ОК
знак равновесия, т. е. записать ее

В.О 90. © ОНО,

поскольку они
могут идти в об
от внешних условий и
ы в зави
а - Е и появление гидроксила и,
ь едствие ы
тельной десо м описанной выш
в т ОН с элементов м
опадают ”
версию тем в расположенную
пературы в соответствии с а: а ее:
рией об-

разования гидроксила и озона.

Рассмот

ра им те т

а р ит т и распределение озона и его го:
олушарии, которые имеют. две главные

_8*

115

особенности: возрастание общего содержания озона в атмо-
сфере на север с максимумом близ 70° с. ш., наиболее ярко выра-
женным при окончании полярной ночи, и общее увеличение озона

ранней весной в марте — апреле над всем полушарием. Боль-.
птая часть озона, как известно, находится в стратосфере. Соно-.

ставляя эти факты с меридиональным разрезом температуры вдоль
‘меридиана 80°, по Коханскому [18], для апреля, мы видим, что
в области около 70° с. ш. в стратосфере наблюдается хорошо вы-
раженный очаг относительно теплого воздуха, более теплого,
чем к северу и югу от него. Вместе с тем в тропосфере в этом
районе наблюдаются весьма низкие температуры. У Земли здесь
проходят пути арктических циклонов, выбрасывающих в верх-
чюю тропосферу и в нижнюю стратосферу огромные количества
весьма холодного аэрозоля. Попадая в расположенную выше от-
носительно теплую область стратосферы, аэрозоль частично ис-
паряется, повышая здесь количество атмосферного озона. Мак-
симум последнего близ 70° с. ш. в феврале — марте совпадает
с окончанием полярной ночи. В это время года Солнце здесь на
короткие мгновения появляется над горизонтом и пронизывает
мрак полярной ночи.

Учитывая малую высоту Солнца и большое число «пронизы-
ваемых атмосфер», можно думать, что вряд ли ультрафиолето-
вые лучи, вызывающие диссоциацию кислорода, проникают здесь
ниже 40—50 км. |

Если же предположить, что в холодном аэрозоле арктиче-
ского воздуха накопляется заметное количество перекиси водо-
рода как следствие ассоциации гидроксила частичками аэро-
золя при низких температурах, то в этом случае кратковременное
озарение полярной атмосферы солнечными лучами, содержащи-
ми даже только видимые или сравнительно длинноволновые
ультрафиолетовые лучи, подобно действию импульсной лампы
вызывает цепную реакцию распада перекиси водорода на сво-
бодные радикалы, которые благодаря своей высокой химиче-
ской активности приводят к образованию озона по реакции (3).

Общее увеличение количества озона В атмосфере северного
полушария весной, и особенно в умеренных и высоких широтах,
можно объяснить кроме испарения аэрозоля также сходом сне-
гового покрова, сопровождающегося выделением в атмосферу
перекиси водорода [101]. По нашему мнению, аэрозольное про-
исхождение тропосферного озона, включая и вторичный макси-
_мум озона близ 11 км, вполне достоверно, тем более что прямое
действие ультрафиолета здесь, по-видимому, исключено. Вместе
с лем можно сказать, что высказанные выше взгляды не умаляют
тех значительных результатов озонометрии, основывающейся на

>=
Е"

‘наблюдении поглощения озоном ультрафиолетовой радиации.

Равным образом не меняются наши взгляды на вклад озона в тер-
мический режим стратосферы, поскольку поглощающая способ-
ность озона не зависит от механизма его образования.

Наща гипотеза аэрозольного происхождения атмосферного
озона вызывает некоторые замечания. Известно, например, что
наивысшая концентрация аэрозоля часто наблюдается в нижних
слоях атмосферы: Откуда следует, что там должна была бы на-
блюдаться и наиболыпая концентрация озона. Однако, чтобы
ее создать необходимо длительное охлаждение аэрозоля с на-
коплением в нем перекиси водорода и последующий его про-
грев, освещение или испарение. Эти условия у Земли выполня-
ются редко. Гораздо более благоприятными в этом отношении
оказываются условия выше тропопаузы. Кроме того, факторы
разрушения озона у Земли энергичнее (например, процессы
окисления). Выше уже говорилось и о затудненности рекомби-
нации свободных радикалов ОН в воде по сравнению с воздухом.

При плотности воздуха выше, чем некоторая оптимальная, ре-
акция образования озона затруднена «стесненностью» движений

свободных радикалов ОН. Это объяснение можно уточнить,
применяя понятие зависимости цепной реакции от суммарного
давления смеси вступающих в реакцию компонентов. Как по-
казывает теория кинетики цепных реакций [9], существует верх-

НИЙ И НИЖНИЙ пределы давления, выше и ниже которого реакция

или не идет или идет значительно медленнее.
Так, например, при температуре 500” реакция самовоспла-

менения водорода и кислорода наступает только при давлениях.

выше 5 и ниже 25 мм рт. ст. Самопроизвольное возникновение
холодного пламени для воздушной смеси воздуха с сероугле-
родом (0,03%) при температуре 200” наступает при давлениях
от 5 до 170 мм ит. д. Аналогичным образом и область самопро-
извольного образования озона в атмосферном аэрозоле из влаги
и кислорода воздуха, если она инициируется, как мы предпола-
гаем, свободными радикалами ОН, должна иметь верхний и ниж-
ний пределы по давлению. [По аналогии с описанными выше про-
цессами можно предполагать, что образование озона происходит
в области 5—200 мб. Другой возникающий вопрос состоит В том,
каким образом описанные явления происходят в аэрозоле при
температурах —50, —60°, т. е. значительно ниже точки за-
мерзания воды? Известно, что при таких температурах прожек-
торное зондирование обнаружило предоблачные капли радиусом
порядка микрона. Во-вторых, вероятно описанный выше меха-
низм может действовать и в ледяном аэрозоле. Поскольку кри-
сталлическая решетка льда далеко не так прочна, как у истинных

117

кристаллов, всегда возможно выбивание из нее ионов ОН-,
а следовательно, возможно и образование свободных радикалов
ОН. Вероятно также, что избирательные сорбционные свойства

воды на границе с воздухом по отношению к ионам Н\ и ОН
и кислороду сохраняются; лишь ослабевая при ее замерзании. |

Наши представления о происхождении озона могут объяс-
нить также тип тумана, возникающего после восхода солнца,
чаще всего осенью или весной при сравнительно прохладной
погоде, устойчивой стратификации приземного слоя и высокой
° относительной влажности воздуха. Можно думать, что за ночь
в охлажденном аэрозоле— на ядрах конденсации, накапливается
перекись водорода. С восходом солнца, под действием его лу-
чей и начавшегося прогрева наступает процесс распада перекиси
водорода по реакции (5). Образуется болышое количество ионов

гидроксония НзО\, гидроксила ОН” и кислорода Оз’. В воздухе _

сразу появляется значительное количество активных центров
конденсации — ионов и образуется очень устойчивый мелкока-
_пельный туман, который удерживается часами.

ЛИТЕРАТУРА

‚ ГудиР. М. Физика стратосферы. Гидрометиздат, Л., 1958, стр. 117.
‚ Те1срвегЕ Е., МагшЪЬ + У. Ол2опищегзиспипееп ап те{еого!ов1-
зспеп ОБзегуафогит \/ариздог{. АБН. 4. Ме. Нуаго!. Реп. а. БОВ,
4, №. 34. Вегш. |
Эйкен А. Курс химической физики, т. П, 1933.
Бах Н. и Гильман А. Электрокинетический потенциал на гра-
нице газ—раствор. ЖХФ, ХПИ, вып. 2—3, 1938.
Соебп А., Меишапп Н. 7ей. Рвузк, 20, №. 54, 1928.
Решетов В. Д. Исследование униполярных зарядов аэрозолей.
Труды Центральной аэрологической обсерватории, вып. 30, 1958.
ешетов В. Д. Проблема атмосферного электричества и аэрозоль.
Труды Центральной аэрологической обсерватории, вып. 30, 1958.
о пееецо 9, М0` 5.425. 195%
‚ Семенов Н. Н. О некоторых проблемах химической кинетики и ре-
акционной способности. Изд-во АН СССР, М., 1958.
10. Иванов... М. Перекись водорода в снежной воде. Метеорология
и гидрология, № 9, 1958

К —

11. Кебепег У. Му Ехрегитега| гези{$ оп айтозрНемс охопе. Зеп+..

Ргос. Пе. Азз. Мщеог. Роше, 1954; Гопдоп, 1956.
12. Лейбензон. Основы талласо-терапии. Биомедгиз, 1936.
_ 13. Константинова - Шлезингер М. А. Известия Академии
наук, сер. физ, № 2, 213, 1937.
|4. Алексеев, ПН, 'Бесядовский Е А. Толышев р. И.
’Изаков М. А, Касаткин А М Кокин@ А Лав
шиц ЕЁ С _Масанова НД; Швидковский Е ТГ. Ра
кетные исследования атмосферы. Метеорология и гидрология, № 8,
1957.

15. ДривингА. Я. О перламутровых облаках. Известия АН СССР,

сер. геофиз., № 3, 1959. а о
16. Красовский В. И. О ночном излучении неба в инфракрасной об-
ласти спектра, ДАН СССР, 66, № 1,53, 1949. о
17. Хргиан А. Х. Физика атмосферы. ГИТТЛ, М., 1958.
18. КоснапзК! А. Сгозз зесНоп оЁ Пе теап 2опа! Пом ап4 1етрегаиге

а1опо 80° УГ. Лоигп. Маеог., 12, №. 2, 1955.

Р. С. СТЕБЛОВА

ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА
ПО НАЗЕМНЫМ СПЕКТРОСКОПИЧЕСКИМ
НАБЛЮДЕНИЯМ

АБ з{гас+

Зресёгозсор1с оБзегуаНопз$, мВ мо Чцаг» зресфгоотарН$ —

(опе мИР Е 1: 1.2) уеге таде ш 1951—1954 апа 1959. Меазиге-
пеп{ оЁ ибепз у оЁ Во райз о{ \уауе-епо Из И зпии!апеонз

обзегуаНопз оЁ 10а! охопе сощеп Х реги То са]си|ае Ше.

{етрегафаге Т, изше Фе У1югоих сое сеп{5. Оп Че Но. 10 15
гергезещей Ше гапсе о! Х апа Т дигшо 19.3.1951 ап4 оп Не. 11 —
ог 21.7.1959. ВезресНуе {етрега+игез аге Мот —45° ю —48°
шт Нгзё сазе, ап —10° {тот ю —20° {1 Ше зесопа. ш Е тгее сазез
ог раззте о{ отеаЁ зипзрофз 1НгоиоН {Не сепёга! зоЙаг тег11ап
(13—15.7 апа 28.6.1952 апа 19.4.1954) тагке4 1псгеазе ой фо{а|

огопе тазз (Бу 0,08—0,20 ст) ап агорр1па оЁ фетрегаите Бу
28°—40° С \теге озегуе4.

(Среди работ в области атмосферного озона довольно малое.

их число посвящено изучению температурного режима атмосфер-
ного озона. Из многочисленных задач, которые возникают при
изучении атмосферного озона, для целей работ, ведущихся в Ин-
ституте земного магнетизма, особый интерес представляют во-
просы о температуре озонного слоя и о связи вариаций свойств
озоносферы (в том числе температуры и вертикального распреде-
ления) с нижними слоями ионосферы и солнечной активностью.
В одних работах такая связь усматривается [1 —4], другие пол-
ностью ее отрицают [5—6]. Вот этими задачами и диктовалась

120 `

постановка работы по исследованию температурного режима
атмосферного озона.

Если методика определения количества озона достаточно
хорошо разработана, то определение температуры озонноге
слоя производилось не систематически и сама методика наблю-
дений не единообразна. Так как такие наблюдения в ОССР ста-
вятся впервые, остановимся более подробно на их методике,

‘которая основывается на температурной зависимости коэффи-

циентов поглощения. После этого мы изложим предварительные
результаты наблюдений. |

Влияние температуры на коэффициенты поглощения 030-
на в ультрафиолетовой области подтверждено многими экспе-
риментальными исследованиями [7—10, 14]. Лабораторные иЗ-
мерения с источником света, дающим непрерывный спектр, как
например водородная трубка, показали, что на общий ход кри-
вой коэффициента поглощения озона в ультрафиолетовой области
накладываются чередующиеся максимумы и минимумы (рис. 1).
При сравнении коэффициентов поглощения озона в области по-

лос Хёггинса, полученных в лаборатории, со значениями коэф-

фициентов, полученных по измерениям в атмосфере на том же
спектрографе, оказалось, что коэффициенты в максимумах по-
глощения в обоих случаях совпадают, а коэффициенты в мини-
мумах поглощения, полученные по измерениям в атмосфере,
систематически ниже полученных по лабораторным исследова-
ниям [7—14].

Такое несовпадение коэффициентов в минимумах можно бы-
ло объяснить влиянием температуры или давления, а возможно,
совместным влиянием обоих факторов. На Парижской конфе-
ренции по озону в 1929 г. [16] ставился вопрос о том, зависят ли
коэффициенты поглощения озона в ультрафиолетовой части

спектра от давления. Вопрос этот был решен экспериментальным

путем [15]. Свет от водородной лампы пропускался через трубку,
наполненную озоном. Трубка помещалась в термостат. Сначала
рассчитывались коэффициенты поглощения для нормальных
условий: 20° температуры и 760 мм давления, затем давление озо-
на уменыпали до того, которое оно имеет на высотах. 50 км.
Коэффициенты поглощения озона в ультрафиолетовой части

‘спектра при этом не менялись. Следовательно, изменение коэф-

фициентов поглощения целиком обусловлено температурными
колебаниями. —
Экспериментальные результаты о температурной зависи-
мости коэффициентов поглощения озона разноречивы. Вульф
и Мельвин [7] показали, что коэффициенты, относящиеся к ми-
нимумам поглощения, уменьшаются с понижением температу-

121

9250

9200
Рис. 1. Кривая коэффициентов поглощения озона в области полосы Хеггинса

9/50

ры, тогда как коэффициенты, относящиеся к максимумам, оста-
ются почти без изменения. Е. и А. Васси [10—14] нашли, что
коэффициенты в минимумах поглощения линейно зависят от
температуры в. пределах от —10 до —70°. По исследованиям
Барбье и Шалонжа [8, 9], меняются и максимумы и минимумы
поглощения, причем контрастность растет с понижением тем-
пературы. Таким образом, вопрос сводится к численной зави-
симости Ё, от температуры... Характер поведения максимумов
поглощения не вполне ясен. Рассматриваемый метод оценки тем-
пературы включает два момента: 1) наличие лабораторных дан-
ных о значении коэффициентов поглощения в функции темпе-
ратуры, 2) способ перерасчета измеренных величин в темпера-
туры. Выбор метода перерасчета тесно связан с эксперимен-
тальными данными о ходе № = А(Р)), которые приняты разными
исследователями за основу. Так, Васси, считая связь между тем-
пературой и коэффициентами в минимумах поглощения линей-

ной, полагают, что В — коэффициент поглощения можно запи-

сать в виде А) = а -Р ВФ, гдеа и В — постоянные, а.{ — темпера-
тура. Тогда

20 — К =`В (20 —1), (1)
приняв Ё =: — 80° и исключая 8, получим: |
20 —1
Кизо — Рё == (№20 — м: ОЕ (2)

Сами же коэффициенты в минимумах поглощения определяются.

таким образом: строится графическая зависимость измеренной оп-
тической плотности ДО. от коэффициентов поглощения в максиму-
мах А .„, предполагая, что последние независимы от температуры.

2» А Ю шах Е Во» :

х | а
где х — толща озона, а Во— коэффициент молекулярного рас-
сеяния. Точки ложатся на прямую, угловой коэффициент кото-
рой х — приведенная толща озона, одинаков для данного момен-

_та времени для всех длин волн (и в максимумах и в минимумах

поглощения). Чтобы найти коэффициенты в минимумах погло-
шения, надо на этот график нанести их оптическую плотность
по ординате и провести прямые параллельные оси абсцисс до
пересечения с построенной прямой. Абсциссы точек пересечения
будут искомые коэффициенты в минимумах поглощения.
Барбье и Шалонж получили в лабораторных измерениях
линейную зависимость от температуры не самих коэффициентов,

123

рый

ада

а их разности. Это положение и послужило отправной точкой
их расчета. Находится величина контрастности

И А т в (Ко Е Рэд), - (3)

где К., Ё, —- коэффициенты соответственно в максимумах и ми-
нимумах поглощения, полученные по спектрограммам, К2о И Е20—
коэффициенты для той же пары волн, полученные в. лаборатор-
ных измерениях при Ё& = --20° С.

Равенство (3) можно переписать следующим образом, учиты-

вая (2):

то мова м о 0

где

к_ А
80 д К 80
Ё ло Кэо

Разность контрастностей определяется для шести пар и усред-
няется —

м к д
Г Ем. — Уна-—д-—ка-—4) х,

6 100

ИЛИ
в
, 100.
Г находится из наблюдений, х, вычисляется по’лаборатор-
ным данным. Как видно из краткого изложения методов, оба они
основаны на предположении о линейной зависимости от темпе-
ратуры в первом случае самих коэффициентов поглощения, во
втором — их разностей. Более поздние исследования темпера-
турного влияния на коэффициенты, проведенные Вигру, не под-
твердили гипотезы о линейном ходе. Полученные им данные пред-
ложены Международной комиссией по озону для использова-
‚ния в обработке наблюдений в период МГГ и приняты за основу
в данной работе. ы

Обратимся теперь к спектру поглощения озона в ультрафио-
летовой части, для того чтобы уточнить структуру максимумов
и минимумов поглощения, с помощью которых проводится оцен-
ка температуры. _. _. |

Методы Барбье — Шалонжа, Васси и др. фактически не учи-
тывают тонкой структуры в колебательно-вращательных поло-
сах. | _

124

Известно, что полная энергия молекулы почти точно равна
сумме трех энергий

Е = Е. яя ты ТЕ Е
или, что же то самое, в значениях термов

тосе

Тогда исходя из условия частот Бора частота спектральной ли-
нии, поглощаемой или испускаемой молекулой, выразится также
суммой трех составных частей

И т ОЕ ве — Та) т (С’ И: Ц") в (Е И) т
ЖЕ Укол = "вр — 50 =. Увр-

Для данного колебательного перехода величина \. = У.л -- Укол

постоянная, а “\,›— переменная в соответствии с различными
значениями вращательного квантового числа в верхнем и ниж-
нем состоянии. Все возможные переходы между вращательными
уровнями при постоянном значении У’ образуют одну полосу.

Число молекул М, на вращательном уровне ] низшего коле-
бательного состояния при температуре Т пропорционально ве-
личине:

| О
№, — (21+ Пе в
где В = и вращательная постоянная,
лс?
Г = и! — момент инерции молекулы,
Г..х — квантовое число, на которое приходится максимальное
количество молекул, определяется температурой и вращатель-
ной константой В. Для более высоких колебательных состояний

_ СВ
— 6+ т

м = (+ Пе

Но для данного колебательного перехода е * — величина
постоянная. Действительное число молекул во вращательном со-
стоянии получается умножением на общее число молекул №

195

и делением на сумму по состояниям, которую можно заменить
т

интегралом | №4] При этом
.0

_- о о _ Вей _ В
И, ее

| №; 4]
0

Так как / входит в (5) в виде множителя и в отрицательный по-

казатель, по величине растущий с увеличением |, то число моле-

кул на различных вращательных уровнях |, 1+1, 1-2...
сначала растет с увеличением порядкового номера уровня, до-
стигает максимума, а потом уменьшается, когда берет верх мно-

житель с отрицательной степенью. Вращательный уровень {иах,

на котором находится наибольшее число молекул при данной

температуре Т, можно найти, взяв производную АМ/а7 и ме
равняв ее нулю:

7. —В/ (1-1)
ЭМ у Вей ] [2—2 Вей (ог. 1-0 (6)

9 ° ВТ

р 1-27 |
в. — 7
пах и 2 ВсЁ о (7)

Интенсивность спектральной линии определяется числом моле-
кул на уровне, с которого совершается переход, статистически-
ми весами верхнего и и состояний и частотой излучения

откуда

27+ ПОГ = 1 и
ВсЁ | В'"(И+Ь т
и о.
Для данной о ПОЛОСЫ У — постоянная

и интенсивность линии поглощения при данной температуре
в конечном виде определится выражением —

— в" +0 2

Гпогл = ст ие * _ (9)

Итак, из (7—9) видно, что с увеличением температуры положе-

ние максимума интенсивности в полосе сдвигается в сторону.

126

| 6)

увеличения вращательного квантового числа, а вся полоса
при ‘этом расширяется. Сам максимум интенсивности становит-
ся более плоским.

Если такое теоретическое распределение интенсивностей

построить графически, отложив ло оси абсцисс квантовые числа,

88 410768

Рис. 2

а по ординате интенсивности, то для двух температур Т1и Г>> Та
получим изображенное на рис. 2 схематическое распределение
величины Гоогл:

Далее, известно, что полосы могут образовывать канты. [17,
18]. Пусть Р’() и Е” (1) вращательные термы в верхнем и ниж-

нем состоянии соответственно. Частота линии в общем виде дает-.

ся соотношением у=\, Е Р’(Г) — Е”(]”), а правило отбора
для вращательного квантового числа ::

АО, +1
дает известные три ветви
и
(@) в У -- Е” (7) Ди ),
о
Положив ЁЕ(]) =
порядка малости, получим, что волновые числа ветвей выра-
жаются следующими формулами:

А -ь т + (38 В) (В ВВ,
фу + (В'— 8") 1 + (В'’— ВР,
Ру= + (В'— В") +(В'— В) р.
127

ВК - 1) и пренебрегая членами высшего

Благодаря наличию квадратичного члена, одна из ветвей пово-
рачивает и образует кант. В ветви Ю кант образуется, когда
коэффициент при /* имеет отрицательный знак, т. е. В’_В”<0,
откуда В’< В”. Это имеет место, когда расстояние между яд-
рами в верхнем колебательном состоянии больше, чем в ниж-

нем. В этом случае кант лежит с коротковолновой стороны

и полоса имеет кратное оттенение.

Если В’< В" величина не очень маленькая, то кант лежит

близко к началу полосы.

Пусть рис. 3 дает схематическое распределение интен-.

сивности в полосе при данной температуре и при отсутствии
: канта, рис. 4 изображает его
наличии канта. Линия М от-
мечает положения истинного
максимума интенсивности. Ес-
ли тонкая структура не раз-

та сливаются. Где-то недале-
ко от канта или на нем самом бу-
дет участок с максимальной ин-
тенсивностью, положение кото:
| рого может не соответствовать
Пе: истинному максимуму распреде-

ления интенсивности в полосе.

Если полоса оттенена в красную,

то такой кажущийся максимум

интенсивности будет находиться с длинноволновой стороны по
отношению к канту. В конце полосы, естественно, располагает-
ся минимум интенсивности. Система таких полос создает чере-
дующиеся максимумы и минимумы в спектре поглощения. В сво-

|
|
,
р
!
|
}
|
}
}
}
р
}
}
Н
}
}
:
й
}
!
|
р.
}
|

м 86. числа

ей работе В. Н. Кондратьев и А. В. Яковлева показали, что.

газообразный Оз образует четыре спектра поглощения, связан-

ные с различными электронными переходами в молекуле Оз.

О
Спектр в области 2900—3500 А состоит из системы полос с рез-
ко выраженными кантами и с красным оттенком. Частоты, соот-
ветствующие кантам всех полос, хорошо укладываются в фор-
мулу т.

128

_двухатомной молекуле, а моле-
при тех же условиях, но при

решена, то линии вблизи кан-.

где 01, 92 и 01” — квантовые. числа, соответствующие каждой
полосе. Это как раз та область, которая включает в себя полосы
Хеггинса. На рис. 5 изображен ход коэффициента поглощения
в функции длин волн. Вертикальными пунктирными линиями
отмечены положения кантов по данным Яковлевой и Кондратье-
ва. Видно, что канты в основном
располагаются с коротковолновой 7
стороны по отношению к макси-
муму поглощения.

Заметим, что мы для про-
стоты рассматривали переходы в

кула озона трехатомная. Теоре-
тически рассчитать спектр по-
глощения молекулы озона не
представляется возможным, так
как пока сама структура моле-
кулы озона изучена еще не- Рис. 4

достаточно. Еще не установлено,

какова форма его молекулы: линейная или треугольная—
и каков при этом угол при вершине. По исследованиям Яков-
левой и Кондратьева, молекула имеет линейную форму [19].
Адель и Деннисон [20] считают ее треугольной с углом при вер-
нтине в 134°. Последние исследования говорят о том, что угол
при вершине равен 127°. Не зная формы молекулы и расстоя-
ние между ядрами, нельзя определить вращательную постоян-
ную, а следовательно, и тонкую структуру вращательно-ко-
лебательных полос.

_При изменении температуры положение максимумов и мини-
мумов должно сдвигаться. Однако в большинстве опытов изме-
рялись коэффициенты поглощения при одной температуре,
при неи отмечались максимумы и минимумы поглощения, а за-
тем для выбранных таким образом длин волн измерялось погло-
щение при других температурах. При такой постановке опыта
можно заметить изменение коэффициентов поглощения ‘для дан-
ных длин волн, а не смещение максимумов и минимумов. Чтобы
наблюдать его, к тому же, нужна большая дисперсия и высокое
разрешение.

Из приведенных рассуждений можно сделать заключение
о том, что в ультрафиолетовой части спектра чередующиеся мак-
симумы и минимумы в спектре поглощения озона описывают
по сути дела распределение интенсивности поглощения в коле-
бательно-вращательной полосе. Распределение интенсивности
поглощения зависит от температуры и эта зависимость не линей-

> ооо

#8. еле

9 заказ 24 129

д
&
<
3
с
з
с
т

м _

ная. Как правильно отмечалось на Парижской конференции
по озону, поглощение не зависит от давления.

Перейдем теперь к нашим определениям коэффициентов.

поглощения озона по спектрограммам и ксделанной по ним оцен-
ке температуры. __ |

Как уже упоминалось, в настоящее время считаются наибо-
лее точными таблицы коэффициентов поглощения озона в функ-
ции температуры, полученные Вигру [14] по лабораторным ис-
следованиям. Принципиально можно определить по спектро-
грамме коэффициент поглощения для одной из длин волн в об-
ласти полос Хеггинса, для которой есть табличные данные, и за-
тем по этим данным оценить температуру. Для повышения точ-
ности измерений находилась разность коэффициентов погло-
щения для двух волн, т. е. так называемая контрастность.

С одной стороны, это делалось, чтобы исключить систематиче-

ские ошибки наблюдений. С другой стороны, если аэрозольное
поглощение мало селективно, разностью коэффициентов погло-
щения для небольшого участка длин волн можно пренебречь.
Кроме того, рассеянный свет в нашем приборе убирался только
с помощью фильтров, поэтому полностью избавиться от него
не удалось. Разность интенсивности в двух близких длинах
волн испытывает значительно меньшее влияние рассеянного
света, чем абсолютное значение интенсивности в одной длине
ВОЛНЫ.

_ Исходя из этих соображений разность длин волн, для кото-

рых измеряется контрастность, не должна превышать 5—10 А.
Для оценки температуры были выбраны 5 пар: 3130—3135 А,

3167—3176 А, 3130—3200 А. 3216—3220 А и 3916—

3248 А. Это как раз те пары, которые ‚ рассматривались
Барбье и Шалонжем, Васси и Вигру. В них большая длина вол-
ны приходится на максимум поглощения, а менышая — на

минимум. Это значит, что эти волны принадлежат различным

колебательно-вращательным полосам, так как полосы оттенены
в красную сторону, и из приведенных выше рассуждений сле-
дует, что максимум поглощения должен лежать в ‘коротковол-
новой части полосы. Более строго было бы выбрать пары с об-
ратным соотношением, тогда они принадлежали бы одной поло-
се, но расстояние между волнами в таких парах составляло бы

о : р
20—30 А, что. не выгодно с точки зрения учета аэрозольной со-
ставляющей и рассеянного света. С помощью таблиц Вигру строи-
лись графически зависимости разностей. коэффициентов погло-
щения для выбранных пар от температуры. Они представлены

У" 131

на рис. 6. Для каждой пары из опыта находилась разность ко-
эффициентов поглощения и для нее по соответствующей кривой —

температура. Затем значения температур, найденные для каж-

Й еднялись.
дой из пяти пар, Уср
Остановимся теперь на определении коэффициентов погло

щения. Материал наблюдений получается в виде спектрограмм
К

0.100

А 9178 г 3167

005 |-
К 93530

ип а а 2 1:

Рис. 6. Температурная зависимость контрастности по данным Вигру

ультрафиолетового конца солнечного спектра. о
энергии в нем определяется многими причинами, завися пр де
всего от распределения излучения в самом спектре Солнца и за
тем от общего содержания озона. Коэффициенты поглощения
озона в свою очередь зависят от температуры среды. С другой
стороны, распределение энергии определяется параметрами т
бора: его дисперсией, разрешающей силой и фотографически

материалом.

При условии, что все измерения проводятся одним прибором .

и регистрируются на одинаковых фотопластинках, три а.
них фактора для данной пары волн будут постоянными. Оле,
т. е общее содержание озона, — величина переменная, но она
всякий раз определяется известным методом — по отношению
интенсивности двух длин ВОЛН, выбранных так, чтобы умень-
шить температурное влияние на коэффициенты поглощения.

132

Воспользуемся для расчетов законом Ламберта — Буге
[ = Г е- тт, где Р — коэффициент поглощения; х — точща
озона; Во— коэффициент молекулярного рассеяния; т — воз-
душная масса; /о— интенсивность радиации у внешнего предела
атмосферы; Г. — интенсивность ее после прохождения поглощаю-
щего слоя; ^ = (Г) — коэффициент поглощения, который яв-
ляется функцией температуры. На каждой спектрограмме из-
‚меряются плотности почернения в выбранных длинах волн и
берутся отношения к плотности почернения для одной из длин
волн, которая лежит за пределами полос Хёггинса. Такой вол-

_ ной может служить волна с длиной /., = 3998 А. Тогда для дру-

©) `
гой длины волны, например /Л1= 3130 А, можно написать:

15 г = (1/1) — Вх 8, — В] т,
ПОЛОЖИВ |
ВО) 15 (Тоз/Г оз) и

и отложив по оси абсцисс значения т, а по ординате соответ-
ствующие им величины [, измеряемые по спектрограммам, по-
лучим ряд точек, через который можно провести прямую. Угло-
вой коэффициент этой прямой является разностью оп-
тических толщ при вертикальном падении для двух длин волн
[(1— К2)х + (В1—В>)|, а пересечение с осью и дает [.о. Если
выбрать день, когда толща х была почти постоянной, то разброс
точек будет обусловлен только изменением коэффициента погло-
щения за счет изменения температуры. Такая же экстраполя-

ция строится для другой волны выбранной пары волн Аи Аз
(например, Лз= 3135 А) | |

15 — = 18 (/оз/ 102) — [(Аз — №5) х - (83 — Во2)]

‚ И находится

6 = 18 Мы,
Тогда разность
Го — о = ВИ)
исключит промежуточную, вспомогательную величину 15 Гоз..

Величина 15(11/1з) для данного момента времени известна,
х определено независимым путем, тогда легко вычислить

№ — 18 (01/103) — 15 (11/13) 8—8)

тх 5х

На рис. 7 представлена такая экстраполяция для волн 3130—
3135 А для 19 марта 1959 г. Такая экстраполяция проводится.

133

вЧляэпо олоначдэднэн пох — — — —
- - (У 081е—061е ХУ эжэвьА вн вно$о кинэшогои вечи4У — '8 ‘эиа
О
у9х - 1
о а — +429
т #1
80
: ТА т |190
р Ио |- 77-48 |
| Г. т - - . и Е
МЕ — 97
т у и9812Х | и 02155
] } — —. 4
| о 80
| о МАЕ
/ А ;
хх | Е ИЕР Е . Е ` р Е

У 8655—9818 —6 У 9655-0618: А
3адэфэойьа ини чиэтэ4и эиншэня ен кипвгопедтояе ‘/ ‘эиа

има

о бе 8 94 —__@ 60

6/0

Е0

для нескольких дней и значение Го усредняется. Подобным об-
разом определяются коэффициенты поглощения и для других

пар волн и по соответствующим кривым оценивается температу-

а. |
. Определение искомого контраста для различных пар волн
осложняется различной заселенностью отдельных спектраль-
ных участков фраунгоферовыми линиями. На рис. 8 показан
ход непрерывного спектра и ход коэффициентов поглощения

в области полос Хеггинса. Видно, что пара 3167 и 3176 А удач-
но приходится в области непрерывного спектра, а 3130 и 3135 А

оказались на несколько десятых долей А сдвинуты и ча-
стично попадают на фраунгоферовы линии. Чтобы измерять
интенсивности в одних и тех же волнах, сравнивался ход оп-
тической плотности на всем спектральном участке, который
охватывает данную пару волн (рис. 9).

Спектроскопические наблюдения за атмосферным озоном
проводились в два этапа: 1) в 1951—1952 гг. и 2) в период
Международного геофизического года, до конца 1959 г. В тече-
ние первого периода для получения спектрограмм Солнца ис-
пользовался кварцевый спектрограф ИСП-22. Изображение
Солнца проектировалось на щель прибора зеркальной систе-

мой горизонтального солнечного телескопа и кварцевой цилин-
_ дрической линзой. Используя спектральные пластинки с про-

тивоореольным подслоем, а впоследствии диапозитивные
пластинки, можно было при экспозиции для первых пластинок
в 5 мин, а для вторых за 30 сек получать нормальную засветку

О {®)
в области 3020—3300 А летом и 3010—3400 А зимой. При этом,
чтобы получать нормальную засветку во всем диапазоне длин
волн, где интенсивность солнечной радиации резко падает, ис-
пользовался платиновый ступенчатый ослабитель. Обработка
велась на микрофотометре МФ-2. Наблюдения велись система-
тически в ясные дни и при наличии просветов в облаках.

В течение второго периода программа наблюдений была рас-
ширена. Днем спектрограммы прямого солнечного света полу-
чились с помощью того же кварцевого спектрографа ИСП-22.
Для устранения рассеянного света’ перед щелью ставился свето-
фильтр УСФ-1. С конца 1958 г. ночные наблюдения в периоды
полнолуний и близких к ним ночей проводились на спектро-
графе СП-49 А. Спектрограф этот обладает болышой светосилой,
относительное отверстие камеры |: 1,2, что позволило полу-
чать плотности почернения, укладывающиеся на ‚прямую часть

характеристической кривой в области 3100—3400 А, при ширине

137

и нормальных и экспозиции 30 мин. Но этот при-
бор обладает малой дисперсией. Если дисперсия спектрографа_

ИСП-29 составляет 15—26 А/мм в рабочей области, то для СП-49А

она равна 80 А/мм. Так как приборы эти обладают различными
параметрами, то все дополнительные. расчеты, в частности рас-
четы [о и [.о’ проводились самостоятельно для каждого прибора.
Для контроля дневных наблюдений использовался сетевой при-
бор ОФЭТ-П. Всего за два периода получено около 3000 солнеч-

щели, равной пят

19 марта /9592г

20 марта
сП-49 Я

) 8
965!

Рис. 10

16 О И о

и р о

ных спектрограмм и около 200 лунных в течение 30 ночей. На
рис. 10 представлен ход толщи озона и температуры 19 марта
1959 г. и на рис. 11 для 21 июля 1959. г.

Среднее значение толщи озона 19 марта достигало 0,430 см

‚ днем и 0,440 см — ночью. Среднее значение температуры соот-
ветственно —45° Си —48° С. Для 21 июля толща днем в среднем
0,320 см, ночью 0,295 см, температура составляет в среднем —10°
днем и —20° ночью. Как видно из графиков, значения и темпера-
туры и толщи в течение дня испытывают болышие колебания,
которые могут достигать до 30% от среднесуточного значения.
Ночью и температура и толща в пределах ошибок измерений
держатся постоянными. Характерно увеличение толщи озона
весной, сопровождающееся понижением температуры.

На материале наблюдений двух дней нельзя говорить о ве-
личине годового хода температуры и его можно рассматривать
пока только качественно. Что касается толщи, то подобное соот-
ношение для средних широт подтверждено многими исследова-
ниями. Ход температуры в общем является зеркальным отра-

138

жением хода толщи. Наблюдается связь в изменении соле

озона и температуры с солнечной активностью. Так 2.
июля 1952 г. через зону центрального меридиана Солнца П о
дила активная область из двух симметрично в

пятен с пл =
ными Пе О — 1000 ед, окруженная яркими факель-.
флоккулами и наблюдались также хромосфер-

но я Значения толщи при этом изменяются от 0,247
ти _ ‚ азначения температуры понизились на 30°. 28 ИЮЛЯ
. через зону центрального меридиана проходила активная

ме т
21 цюля 19592

исл-22

1 с т `
у ово 17
906/

Рис. 11

о в 600 ед, толща при этом изменилась от 0,260
‚ ‚ а температура понизилась на 40°. 19 апреля 1954 г.
а меридиана наблюдалась активная область с боль-
руппой пятен с площадью $, = 1870 ед. В момент вспышки
поглощения, отмеченной на ионосферной станции, толща уве-
и от 0,400 до 0,480 см, а температура понизилась на 98°
нат р. так, что в момент геоактивных вспы-
ел
о а толщи, сопровождающееся резким
— и сообщение дает лишь краткое изложение пред-
рительных результатов обработки материала’ наблюдений
Е в основном преследовало цель описать метод наблюдений.
и здесь не затрагиваются важнейшие вопросы о том, что
и т измеряемая температура и каково ее соотно-
т а температурой. Известно, что лаборатор-
а о проводились при определенной, именно ки-
а. рее Ту ли температуру. измеряем мы по
о ? Вопрос этот может быть дополнительно рас-
рен, изучая интенсивность тонкой структуры вращательно-
колебательных полос. Неясно также, если это реальная темпе-
ратура, то каково ее соотношение с температурой различных

139

уровней, к какому уровню отнести максимальное изменение

температуры и насколько реально отмечаемое охлаждение при.

вспышках. С одной стороны, для решения этих вопросов на-
блюдаемые явления необходимо подтвердить болышим материа-
лом, а с другой стороны, необходимо привлечь такие дополни-
тельные данные, как вертикальное распределение озона, прямые
радиозондовые измерения температуры и пр.

ЛИТЕРАТУРА

1. Ма! игкКаг $5. Г. Сеотаспейс уайаНопз ап4 Чигпа! гапое оЁ а\то3з-
рБег1с охопе. Апп. Сеорвуз., 7, №. 2, 209—213, 1954.

9. Сам] от Н. апа Со+2. Е. \.Р. @еапаз ВеЙг. @еорвуз., 50,
380, 1938. | —.

3 Гневышевм. Н.. АЖ 25 10). 1945.

4. Прокофьева И. А. Бюл. Комиссии по иссл. Солнца, № 1, 30, 1949.
5. Кагапад:Каг В. \. Ргос. шаап Аса4. $ос., (А), 28, 63, 1948.

6. Реггт 5Е, Гаге!еу Н.С. Ртос ЕЮМоа Асад. 5ос., 2, 89, 1937.

7. \и1ЕО. В. ата Ме!у!тЕ. Н. Рруяса! Вемем, 38, 330, 1991.
8

‚ ВагЬ1ег, О., Сва!опее О. Веспегсве$ зиг.Ро2опе айпозрнетаце
Г. ае Риузаие, 10, п®3, 113, 1939. |
9. ВагЬ:ег О., Сна!опде Р. Аппа|. ае Рвуяаце, 17, 272, 1942.
10. Уаззу Е. Сошрйез Вепацз, 203, 1363, 1936.
11. Уаззу Е. Сотшрйез Вепаиз, 202, 1426, 1936.
12. Уаззу Е. Сотр\ез Веп@из, 214, 219, 1942.
13. УаззуеЕ. ХУ. ае Рвузоце, 10, 250, 366, 459, 1939.
14. Ут егоих Е. СотрЁез Вепацз, 230, №. 25, 2170, 2277, 1950.
15. Уаззу. ТНезе 4е Чосфогай., Раг!з, 1957. Е |
16. Опа{е!у Лоигпа| оЁ фе Коуа! Ме{еого!ов1са! Зочеу. Зирр!етепйт, 62,
15—55, 1986.
17. Герцберг Г. Спектры и строение двухатомных молекул. ИЛ, 1949.
18. Герцберг Г. Колебательные и вращательные спектры многоатом-
‚ ных молекул. ИЛ, 1949. | -
19. Кондратьев В. и Яковлева А. Журнал экспериментальной
и теоретической физики, П, вып. 1, 1932.
20. Аде1А., Репп1зот БШ. У. Свет. Рвуз., 14, 379, 1946.

Г. П. ГУЩИН

МЕТОД РАСЧЕТА ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ _
АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА ДЛЯ ПРИБОРОВ СО
СВЕТОФИЛЬТРАМИ

А Бзтгас(

А шефоа 1$ 4еуе]оре юг теазигтя Фе Юа| атоип апа
уегИса| а1$1ЬиНоп оЁ антозрВегс отопе Бу шугитетз \мИБ
\1ае Бап@$ о{Г тапзт!Напсе ш Фе иШгау1о]ей. рагё оЁГ зресфгит.
Тре зует оЁ сошри{аНоп о! охопе сощеп аНег обзегуаНопа]
Чафа 13 соп$14ега Шу зипрИНеч.

Предложенный Добсоном хорошо известный метод определе-

ния количества озона [4], [5] основывается на использовании
узких спектральных участков, выделяемых оптической частью

®)
‘спектрофотометра, шириной 15—25 А. В пределах указанного

интервала свет с достаточной точностью можно считать моно-

‘хроматическим, для которого применима формула Бугера, по-

зволяющая довольно просто вычислить содержание озона в ат-

‘мосфере [3]. По-иному следует рассматривать этот вопрос для

озонометрических приборов со светофильтрами. Светофильтры,
применяемые для озонометрических приборов, обычно имеют
полосу пропускания (на половине высоты кривой пропускания)

: О

от 50 до 250 А. В этом случае непосредственное использование
формулы Бугера не приводит к цели, так как на участке, вы-
деляемом светофильтром, коэффициент поглощения озона из-

меняется в несколько раз. Для иллюстрации на рис. 1 приводит-

ся ход коэффициента (десятичного) поглощения озона (кривая С)
в см", по Вигру [8]. Видно, что метод расчета озона, пригодный

для приборов, выделяющих узкие участки спектра, не при-

141

годен для приборов с обычными светофильтрами. Не исклю -
чена, конечно, возможность использования в будущем доста-
точно узких светофильтров для ультрафиолета. и
Для расчета общего содержания озона, измеренного прибо-
ром со светофильтрами, Стер [6] использовал метод, который
учитывал ширину фильтра и спектральную кривую солнечного

СПЕНТДЕЛЬНОЯ ЧУВСТВИТЕЛЬНОСТЬ 8 ОРНОЕИЕ ВИН.
НОЕ ПОЗЛОщЩеНИЯ 9300, СМ 1

Длина велиы, А

Рис. 1.‘ Спектральная чувствительность
универсального озонометра
(а ив) и коэффициент поглощения озона
(С) в зависимости от длины волны

излучения вне атмосферы. Однако Стер пренебрег ослаблением

солнечного света аэрозолями, так как он использовал ИЗ-.

мерения только в одном участке спектра. Применение несколь-
ких светофильтров не улучшало дело, так как расчет содержания
озона проводился для каждого светофильтра отдельно одним
и тем же способом. В результате получался значительный раз-
брос значений количества озона, во много раз болыший, чем при
наблюдениях со спектрофотометром Добсона. С целью умень-
шения влияния аэрозолей на измеренную величину озона Без-
верхний, Ошерович и Родионов применили идею метода Доб-
сона для приборов со светофильтрами [1]. При этом определя-
лась эффективная длина волны спектральной системы, зависящая

‘от пропускания светофильтров, спектральной чувствительности.
фотоэлемента и спектральной кривой солнечного излучения.
В отличие от метода Стера, использовались два или три свето-_

142

фильтра одновременно (находилось отношение отсчетов при раз-
ных светофильтрах и вычисления озона производились по тем
же самым формулам, которые использовал Добсон). Примене-

‘ние отношения отсчетов при двух (или трех) светофильтрах,

полоса пропускания которых в одном случае совпадает с пра-

овым крылом полосы поглощения озона, а в другом случае на-

ходится в основном вне этой полосы, позволило почти исключить
влияние аэрозолей на измеряемую величину, так как ослабле-
ние света аэрозолями волны значительно меныше зависит от
длины волны, чем поглощение озона. Однако использование для
данной пары светофильтров всегда одних и тех же значений ко-
эффициентов поглощения озона и коэффициентов ослабления

_ вследствие рассеяния в чистой атмосфере ‘предполагает постоян-

ство кривой солнечной энергии у поверхности Земли, чего не
бывает в действительности из-за изменчивого ослабления света
атмосферой. Поэтому применение одной и той же эффективной
длины волны спектральной системы прибора не позволяет вести
измерения озона в сколько-нибудь широком интервале высот
Солнца. Эффективная длина волны прибора со светофильтрами
зависит от высоты Солнца, поэтому нельзя определить содержа-
ние озона в атмосфере, не учитывая изменения коэффициентов
поглощения и рассеяния с высотой солнца. |

Поэтому нами был предложен новый метод расчета озона,
в значительной мере свободный от указанных недостатков. При
разработке нового метода мы стремились также значительно
упростить процесс расчета количества озона.
_ Предлагаемый метод основан на использовании известной
формулы |
_ Г = Кр. 010 етим, (1)

где К», — спектральная чувствительность прибора в относитель-
ных единицах; /[ — интенсивность прямого солнечного света
с длиной волны /; /, о — интенсивность прямого солнечного света
вне атмосферы; и — озонная масса; х — общее содержание
озона; а — коэффициент поглощения озона; и — воздушная
масса; В», — коэффициент ослабления вследствие рассеяния в
чистой атмосфере; /11— аэрозольная масса; 5, — коэффициент
ослабления аэрозолями. Формула (1) верна для плоскопарал-

‘лельных световых потоков. В атмосфере из-за наличия: рассеян-

ного света (в особенности в ультрафиолетовой области) и при

малой высоте солнца или луны формула (1) применима только
для приборов с малыми отверстиями. Поэтому изложенная ниже.

методика измерений озона относится к озонометрам с «малыми
телесными углами» (в рассматриваемом случае эквивалентный

143

плоский угол озонометра был равен 3°). На рис. 1 кривые а
и 6 показывают кривую спектральной чувствительности К»
для озонометров Главной геофизической обсерватории им. Во-
ейкова. Кривая а относится к первому светофильтру, кривая —
ко второму светофильтру. Спектральная чувствительность 030-
нометра определялась экспериментально с помошью вакуумной
термопары и фотоэлектрооптического усилителя. В качестве
источника монохроматического излучения служил спектрофото-
метр СФ-4 с водородной лампой ВСФУ-3. Участки спектра, со-
ответствующие кривым а и на рис. |], разбивались на интер-

вала применялась формула (1).
Значения /,о брались из таблиц солнечного спектра, состав-

ленных Джонсоном [7] и приведенных также в [21]. Значения
тиц в зависимости от высоты Солнца 0, а также значения 9),
и В» находились из таблиц, опубликованных в [2]. В каждый
данный момент отсчет по выходному микроамперметру озонометра
для первого светофильтра / является линейной функцией суммы
отсчетов от каждого спектрального интервала, т. е. —

г Г. _@)

Отсчет для второго светофильтра / аналогично равен
ГКУ, = | (5)

где К, = сопз4.
[ Г
Отношение отсчетов —_ для данных двух светофильтров и

фото-

== (0, х). . | (4)

Выражение Р(6, х) в интегральной форме имеет вид
Аз

=, ” 6)

где \1 и ^>— границы спектрального интервала первого свето-
фильтра, Аз и Ла границы спектрального интервала второго

светофильтра.

144

17
0%
б ,
1 020
15 0%
029
И 022
13 056
12 ру
м 1 ›
м 048

бРНОШЕНие ОТСЧЕТОВ 9

#1 зе
Оо Е а
Весота солнца, грей

Рис
с. 2. Номограмма для определения общего содер-
жания атмосферного озона

чем ны т зменяется с длиной волны значительно меньше
ДИТ ОДНО = нты ©, и р»; в) в формулу (4) коэффициент 5, вхо-
ременно в числитель и знаменатель левой части

10 заказ 24
._-^ 145

!. Разработанная методика расчета общего содержания ат-
мосферного озона пригодна для приборов со стеклянными
и иными светофильтрами. -

2. Предложенный метод позволяет в значительной мере
избавиться от погрешностей, вызываемых ее

3. Разработанная озонная номограмма упрощает и облегчает

вычисление. |

ЛИТЕРАТУРА

й | АЛ Рюднонов о.

. Безверхний Ш. А., Ошерович
т ооометрические исследования прозрачности атмосферы в т
фиолетовой области спектра. Известия АН СССР, сер. геофиз. № 5,

2 ТЕ у щин Г. П. Основные таблицы для расчета общего содержания ат,

мосферного озона при наблюдении оптическим методом. Труды ГГО-

- 99; < 1959. _
3. П к -. ьева И. А. Атмосферный озон, Изд-во АН СССР, М.— Л.,
4 а. ПС М.В пэасноп Юг изе оЁ Рорзоп’5 Зрескорпоютеег.
34. | |
5. р ь — М. В. ОБзегуегз папабоок юг и. зресторпофотеег.
т а!. Сеорвуз. Уеаг, 5, №. 1—3, 1957. |
5. 5 т и и оЁ 0о2опе 1п {егиз оЁ {$ орйса1 р
`` снет. ап Тесфао!. Маз, О. С. Ашег. Свет. Ф0с., и
7. Топзонп Е. Тине зо!аг сопз{ат, Топгпа] о Мефеого!ову, №. 6,
8. Ут оегоих Е. СощиБийоп а р›ефи4е ехрегтетае 4е ГаБзогрИоп
` рогопе. Аппа1ез-4е рвузаце, 8, 1953.

Г. П. ГУЩИН

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ГОРИЗОНТАЛЬНОГО
РАСПРЕДЕЛЕНИЯ И КОЛЕБАНИЙ ВО ВРЕМЕНИ
АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА |

АБз+гас+

Ехр!апаНоп 13 51уеп Юг Ше зеазопа| апа |а{иа1та! спапоез
о! 1о{а| атоип{ оЁ анпозрНегс охопе Базше оп {мо Тасюгв: $0-
]1аг га аНоп апа Ни щен азот. Еогти]аз аге Чеуе]оре4 Гог
Ше сошрёаНоп о{ Ч1авгатз о{ зеазопа! сБапое о! огопе а{ уаг1оиз
1а {и4ез ап@ е гези!#$ о{ соприйёаНоп аге с1уеп. {1$ помп
Па 1 Ше 20пе оЁ {её з{геатз а отеа{ег Бог1топа| остад1ет{ о{ фо-
{а] атоипё оЁ огопе 1$ оБзегуе

ВВЕДЕНИЕ

Для исследования связи общего содержания озона с метео-

_Ррологическими условиями очень важно изучить те закономер-

ности, которые определяют как среднее, так и мгновенное рас-
пределение озона в атмосфере. Средняя картина распределения

общего количества озона, характеризующаяся многолетними.

средними значениями озона на разных широтах, определяется
медленными колебаниями озона или, иначе, его сезонным и
широтным ходом. Мгновенная картина горизонтального распре-
деления озона, характеризующаяся часовыми или иногда сред-
несуточными значениями озона на разных широтах, зависит
от быстрых колебаний озона. Можно предполагать, что факторы,
управляющие медленными и быстрыми колебаниями озона, раз-
ЛИЧНЫ. |

Цель настоящей работы состоит, во-первых, в анализе основ-
ных закономерностей горизонтального распределения озона и его

149

ВИ

колебаний во времени по данным наблюдений, во-вторых, в изу-
чении основных факторов и их взаимодействия, которые опре-
деляют как среднюю, так и мгновенную картину горизонталь-
ного распределения озона.

О СЕЗОННОМ И ШИРОТНОМ ХОДЕ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА

На рис. 1 показан сезонный ход общего содержания атмо-
сферного озона х в 1958 г. по данным советских озонометриче-.
ских станций. Все значения х приведены по новой шкале Вигру.

8
чаев
ЕР

р
#

(обержение оз0ма 6 ем
>
<
<

Рис. 1. Среднемесячные значения общего содержания озона
в атмосфере в 1958 г.: -
|—Абастумани; 2—Алма-Ата; 3— Владивосток; 4— Воейково,
5—0. Диксон: 6—Кр. Пахра; 7—0. Хейс; 8—Северный полюс-6;
9—Эльбрус

Из рис. | следует, что на всех станциях и
озона. наблюдается весной, минимальное — осенью. Наиболь-
шая разность между весенними и осенними значениями озона
наблюдается на северных станциях, наименьшая — на южных.
На полярных станциях (Диксон, Хейс, СП-6) наблюдается
очень быстрое падение общего содержания озона от весны к лету.
На рис. 2 представлен широтный ход озона в разное время года.

Для построения этого графика использовались данные станций, _
т
расположенных вблизи меридиана 40 В. д. Видно, что от широты.

60° до широты 40° с марта по октябрь имеется положительный
градиент озона. Максимальное количество озона с марта но
октябрь наблюдается не всегда над полюсом, а р я
вдоль меридиана. В мае 1958 г. максимум озона на и Е
широте около 80°, в июне — августе — на широте около с.ш.

150

Наблюдения на индийских станциях в низких широтах по-
казали, что амплитуда годовых колебаний озона в тропиках
наименьшая по сравнению с другими широтами и что максимум
озона там наблюдается летом, а минимум зимой [7].

_ Что касается сезонных изменений вертикального распреде-
ления озона, то по имеющимся данным здесь можно указать

° 0600

250

Собержение 0900 8 си
Е.
<

И.
Северная иирото 8 граб. |

Рис. 2. — Широтный ход общего. содержа-

ния атмосферного озона в 1958 г. по дан-

ным советских озонометрических станций:

1 — март; 2— май; 8 — июнь; 4 — август:
2— сентябрь

также на ряд закономерностей. Высота максимальной концен-
трации озона в средних и высоких широтах повышается от
весны к осени, а с осени до весны — понижается. При этом в пер-
вом случае происходит уменьшение количества озона в нижней

части озонного слоя, а во втором случае, наоборот, — увеличе-

ние. В экваториальных широтах высота максимума концентра-
ции озона изменяется очень мало. Выше 30 км изменений концен-

‘трации озона в средних и низких широтах в течение года почти

не происходит. Для иллюстрации сезонных колебаний верти-
кального распределения озона приводится рис. 3, на котором
по данным Эйдела [12|] нанесены кривые вертикального
распределения озона с февраля по август 1955 г. над Флаг-
стаффом (США). Измерения вертикального распределения там
производились с поверхности Земли одновременно в ультра-
фиолетовой и инфракрасной областях спектра. Из рис. 3 следует,

что высота максимальной концентрации озона с февраля по ав-

151

ИИ
ГАИ

ЕЕ = ЕЕ Е
— О -

ольги Боге вах

вы а но по нае

Таблица 1
густ повысилась с 16 до 28 км, а концентрация озона в слое ниже -

20 км за указанный срок заметно понизилась. __
Теоретический расчет вертикального распределения ат-
мосферного озона, выполненный рядом авторов [9] на основании

Время полувосстановления равновесия озона на разных широтах
в разное время года

фотохимической теории, показывает, что выше 30 км в согласии а ее
с наблюдениями концентрация озона почти не зависит от сезона км ° | экватор | 45° 60° 45° 60° | 60° | 60°
‚и широты места. Однако ниже 30 км наибольшая равновесная | 21 марта| лето лето зима зима | лето | зима
АМ км И в - И,
и АПДЕЛЬ \
а 8 50 |3,1.103 | 3,5-103 | 3,9-103 | 3,9.103 | 6,0-10* | 0,058 | 0.301
я 2 ь ь 45 6,5. 108 |.7,9.108 | 8,7108 | 1,2-104 19.7.1041 0,13 114
я р й \ 40 1,610“ |`2,4-104 | 2,4.104 | 5,3-10* | 1.6.105 10.36 118.1
ь Е 37,5 | 3.4.104 | 4,6.104 | 4,9-104 | 1,2.108 | 4.6.105 | 0.74 |9]
и: 35 5. 104 19.6.1081 1,0:105 |5. [106
57.5 | 1.8 10122 1019 108 132108135. 116
ый 30 4,6.10° | 5,8.105 1 5.7.108 | 2.5.108 |` 8,6108 18,3 | 434
АИ ИЛЬ т.о 110101 Е г | —
31 25 3,5: 1081 3,3.108 | 3.5.108 | 1.7.107 | 3.0: 10° ГБ 1 510
20 22,5 11,2: 8,5: 19.0. 104 Г. 56 —
й 3 — 50 5:11 107 12,2.107 1129-10 110.108 [2 108 | 524 5 890
п АТ 8 15 5,7.108 | 1,8-108 | 2,1.108 | 4,3.108 | 6,3.108 | 3230 | 31600
1

-9 м
Донцентрация 03618 10-9 см/к

Рис. 3. Вертикальное распределение атмосферного о30-
на с февраля по август 1955 г. в Флагстаффе. диации, циркуляции и состава атмосферы) меньше озона должно

в нем содержаться. Имеющиеся факты, однако, не подтвер-

р ждают это предположение. На высотах 15—20 км средняя тем-
ы пература воздуха в низких широтах круглый год ниже, чем.в
Е высоких широтах (за исключением неболышой околополярной
| области в зимнее время). Несмотря на это, среднее содержание
| = озона на этих уровнях в низких итиротах круглый год меньше,
| чем в высоких широтах. Этот факт нельзя также объяснить с по-
мощью фотохимической теории, согласно которой в низких
широтах на высоте 15—20 км должно быть всегда болыше озона,

концентрация озона по фотохимической теории должна наблю-
даться в сезонном ходе летом, а не весной и в экваториальной,
а не в полярных областях. Расхождение между м.
теорией и наблюдениями объясняется тем, что фотохимическо
равновесие озона в атмосфере осуществляется р. т.
превышающих летом около 25 км, а зимой около 30 км. Ниж

Й кое равновесие озона практически
этих уровней фотохимичес р ие

у й ход озона. В.
я и поэтому сезонный и широтный х м
в. а т имей теорией, а зависит от. м. Коэффициенты корреляции между общим содержанием озона
к о рода. Для иллюстрации этого обстоятельства | | И температурой на высотах 15 и 20 км летом и осенью положи-
актор М

бл. |. заимствованной у Дютша [11], приводится на основа- в тельны, что означает, что с увеличением температуры в рассмат-
в табл. 1, т фотохимической теории время, необходимое Го риваемом слое общее содержание озона увеличивается.
т о анеНиЯ фотохимического равновесия озона ° Йй Так, для Воейково в 1958 г. указанные коэффициенты корре-
для

ляции на высоте 15 км в июле — августе и сентябре — октябре
гх высотах в атмосфере. Ниже 30 км
на разных широтах и на разнь ф были одинаковы и равны - 0,58, а на высоте 20 км, соответст-

ает 19 дней. Го

= но аи ОНО и широтного хода общего содер- фр венно, -- 0,53 и + 0,62. Для Владивостока коэффициент корре-
ав гда предполагают, что концентрация озона за- Е ляции между общим содержанием озона и температурой на вы-
о а. Чем выше тем- | соте 15 км в сентябре 1957 г. был равен № 0,53, а в мае 1958 г.

висит от температуры данного слоя атмосферы.

атура слоя атмосферы, тем при прочих равных условиях (ра- -- 0,58. На высоте 20 км для Владивостока эти коэффициенты
пер

153

152

были соответственно равны 0,47 и 0,28. В то же время на вы-
сотах 3,6 и 9 км в Воейково и во Владивостоке рассматриваемые
коэффициенты были отрицательными [21]. Аналогичные значе-
ния коэффициентов корреляции наблюдаются в Тромсе 13].

Высоты 15 и 20 км были выбраны нами потому, что на. этих
высотах, как уже отмечалось, имеют место наибольшие сезонные
изменения озона, параллельные сезонному ходу общего содер-
жания озона. Выше 20 км не имеется достаточного количества аэро-
логических данных. Выбор летнего и осеннего сезонов объясняет-
ся тем, что в это время года наблюдается минимальный широтный
градиент общего содержания озона и, следовательно, влияние
адвекции ‘на озон в это время года наименьшее. Из всего этого

‘следует, что температура воздуха не является основным факто-

ром, управляющим сезонным и широтным ходом озона.
Иногда для объяснения сезонного и широтного хода атмо-
сферного озона привлекается водяной пар [7]. Известно, `что
водяной пар разрунтает озон и особенно сильно в присутствии
ультрафиолетового излучения [7]. Известно также, что сезонные
и широтные колебания количества водяного пара в атмосфере
очень значительны. Однако до настоящего времени нет система-

_ тических сведений о количестве водяного пара в стратосфере,

что делает невозможным сопоставление его с озоном. Сравнение
сезонных колебаний приземного озона и водяного пара в тропо-

сфере приводит к выводу, что между ними нет связи. Если в сред-

них широтах максимальная концентрация приземного озона
наблюдается летом [15], то максимальная концентрация водяного
пара в тропосфере также наблюдается летом, а не зимой. Можно

думать, что приземный озон вследствие турбулентности попадает.

в нижние слои атмосферы из стратосферы, проникая через всю
тропосферу, относительно богатую водяным паром. Ультрафио-
летовое излучение солнца в тропосфере достигает максимума
летом, а концентрации озона в нижней стратосфере в средних
широтах зимой и летом сравнительно мало отличаются друг
от друга. Если бы водяной пар влиял на озон, то последний, про-
никая из стратосферы через тропосферу к поверхности Земли,
должен был бы летом попадать туда в значительно меньших
количествах, чем зимой. Однако повышенная турбулентность
в нижней 'тропосфере в летнее время, по-видимому, является
более сильным фактором обогащения озоном, чем разрушение

его водяным паром. С другой стороны, в стратосфере водяного

пара значительно меньше, чем в тропосфере. Следовательно,
весьма сомнительно предположение, что водяной пар является
основным фактором, управляющим сезонным и широтным хо-
дом общего содержания озона.

154

создает перенос озона сверху вниз *.

НОВОЕ ОБЪЯСНЕНИЕ СЕЗОННОГО И ШИРОТНОГО ХОДА
ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА.

Сезонные и широтные различия общего содержания озона
имеют место, как показывает наблюдение, в основном ниже уров-
ня 20 км. В слой атмосферы ниже 20 км практически не прони-
кает ультрафиолетовая радиация, которая вызывает фотодиссо-
циацию молекулярного кислорода и, следовательно, образова-

‘ние озона. Диссоциация кислорода происходит под действием

причем процесс приобретает заметную. интенсивность только

(©)
для длин волн короче 2025 А [8]. Излучение указанных длин
волн вследствие поглощения в озоне и кислороде, а также из-за
рассеяния молекулами воздуха, задерживается верхними слоя-
ми атмосферы выше 20 км [5]. Радиация с длиной волны болыше

рушение озона. Распад озона в слое О—20 км происходит под

действием излучения в значительно более широком диапазоне
7 ©) |
длин волн от 2800 до 11 340 А [9]. В верхней части озонного слоя

на высоте 25—60 км поддерживается фотохимическое равновесие,
и сезонные колебания озона в этом слое невелики. Солнечная
радиация, проникающая в нижний слой озона, должна вызывать
разрушение озона в этом слое и, следовательно, непрерывную
его убыль. Однако такой убыли не наблюдается. Следовательно,
существует процесс, восполняющий эту убыль. Таким процес-
сом, на наш взгляд, является перенос озона из верхней части

‚слоя в нижнюю часть за счет турбулентной диффузии. При этом
убыль. озона в верхней части слоя непрерывно пополняется за

счет фотохимических реакций.
Перенос озона в атмосфере сверху вниз за счет турбулентного
перемешивания объясняется вертикальным распределением озо-

° на. Средняя кривая концентрации озона имеет максимум на

высоте около 23 км [14], ниже этого уровня на средних кривых
наблюдается падение концентрации озона сверху вниз. Турбу-
лентное перемешивание в атмосфере стремится выравнить кон-
пентрацию озона в атмосфере на всех высотах и тем самым
На рис. 4 приве-
дена схема, поясняющая этот процесс. Здесь показаны две
кривые вертикального распределения озона за октябрь и
апрель. Большие стрелки символизируют солнечную радиацию,

’* Очевидко, лишь в слое ниже уровня максимальной концентрации
озона (см. также рис. 4.) (примечание ред.). т

155

попадающую в слой озона. Горизонтальной чертой, проведенной
на уровне 27 км, слой озона разделен на две части — верхнюю
и нижнюю. В верхнюю часть озонного слоя попадает как озоно-

образующая (^ < 2420 А), так и разрушающая его радиация

(\ < 11 340 А). В нижний слой попадает только озоноразрушаю-
щая радиация, обозначенная буквой {. Маленькими стрел-
ками показано направление пото-
ка озона и, поступающего из
верхнего слоя в нижний вслед-
инризцитн ‚ СТВИе турбулентной ° диффузии.

дзотброзую-

шая райгбия

2 80 у

ы Диор ски показаны кривая годич-
> [2

В ных колебаний озоноразрушаю-
а щей солнечной радиации (сплош-

ная линия) и кривая сезонного хо-
да озона (пунктир). От октября
до апреля, когда солнечная ради-
ация слаба, содержание озона
в нижней части ‘его слоя увели-
чивается и максимум его наблю-
дается в апреле. От апреля до
октября, когда среднемесячные
суммы солнечной радиации вели-
ки, наоборот, содержание озона
Рис. 4. Схема, поясняющая се- В Нижней части озонного СЛОЯ
зонные колебания общего с0о- уменыпается. Так можно объяс-
держания атмосферного озона нить, почему наблюдается сезон-
под а. 227" ный ход озона с максимумом
Образование озона. весной и с минимумом осенью
0.4100 (^=9494 А) _ (в октябре). Отсюда также следу-
—_ 0+05+М=0з-М. ет, что в низких широтах, где
Разрушение озона › сезонные колебания сумм солнеч-
Оз.-+/у=О.-+0О (^< 11 340 А) ной радиации невелики, годо-

ОИщёе О бРЖ.. -
ице @з0на „2“
и

Голкечивя
‚ робация

Оз--О=20. вой ход озона слаб. Наоборот,

в высоких широтах, где сезонные

колебания сумм солнечной ра-

диации велики, велики и сезонные колебания озона. Такой рост

амплитуды озона с широтой наблюдается в действительности.

На рис. 4 указаны также основные фотохимические реакции,

приводящие к образованию и разрушению озона в атмосфере,

которые учитывались Петцольдом [9] при расчете кривой вер-

тикального распределения озона в атмосфере на высоте от 10
до 50 км.

156

Внизу на рис. 4 схематиче-

Для количественной характеристики сезонных колебаний
атмосферного озона на разных широтах введем следующие обо-
значения:

и(Г) — поток озона через см? в сек из верхней части озон-
ного слоя в нижнюю его часть в момент времени #; |

ГР — интенсивность озоноразрушающей солнечной радиа-
ции в нижней части озонного слоя в момент времени #:

х’— содержание озона в верхней части озонного слоя (при-
нимается постоянным);

хо— начальное содержание озона в нижней части слоя;

х(р) — общее содержание озона, которое устанавливается
в атмосфере через промежуток времени #, считая от выбранного -
начального момента. а

За промежуток времени т на широтеф приток озона в нижнюю
часть озонного слоя составит

| |

| ира. (1)

За этот же промежуток времени в нижней части слоя будет раз-
рушено солнечной радиацией количество озона, пропорциональ-
ное содержанию озона в ней х(1) —х'’

С | «(0 — 14 _(2)
где С — некоторый постоянный коэффициент. Общее содержа-
ние озона в атмосфере в момент времени т будет равно.

х (т) =’ д [и (0 С [50 —Е а (3)

0 0

Полагая, что общее содержание озона в атмосфере на рассмат-
риваемой широте ф в среднем не меняется от года к году, соста-
вим уравнение годового баланса озона

. .

| а О 1—0 АЕ = 0, (4)

0 0

где Г — промежуток времени, равный одному году.

С помощью уравнений (3) и (4) можно решить ряд задач, от-
носящихся к атмосферному озону. Для упрощения уравнений
(3) и (4) рассмотрим два следующих варианта:

1. Приток озона в нижнюю часть озонного слоя постоянен
во времени:

И (5)

157

2. Приток озона в нижнюю часть озонного слоя изменяется
подобно индексу зональной циркуляции атмосферы, т. е. зимой.
достигает максимума, а летом — минимума

и( =@1— 6 зп _ 6
| т) (6)
где аи 6 — постоянные величины ноет

Из сравнения выражения (6) с кривой годового хода индекса
зональной циркуляции А. Л. Каца [4] было получено, чтоб =0,35..

Обозначим для удобства

(9) = [0—0 -Ю

Для первого варианта уравнение (1) на основании (5) и (7)
преобразуется в следующее:

х=х + и — СВ (4). (8)
Постоянную С в уравнении (8) можно определить из уравнений`
(4) и (5) |
о (9)
Ю(Т)

Для второго варианта уравнение (3) на основании (6) и (7) пре-
образуется в следующее:

ия ат Г (1 с +) 6:8). (10)

Постоянную С в уравнении (10) можно определить из уравне-

ний (4) и (5) — _
ат о
м (11)
Ю (Т)

Из уравнения (8), зная постоянные х’, ху, и и С, можно вычис-
лить сезонный ход общего содержания озона. Аналогично из
_ уравнения (10), зная постоянные х’, ж, а и С1, можно также вы-
числить сезонный ход общего содержания озона. Однако эти вы-
числения значительно осложняются тем, что формулы (8) и (10)
содержат функцию К(Т), которая сама зависит от содержания
озона х(®.

_ 158

Формулы (8) и (10) можно привести к виду, удобному для
вычислений. Для расчетов среднемесячных значений озона ин-
теграл (7) заменим суммой

В — у („— х) ыАЬ — (12)

Пе О ^и„ И |, означают соответственно сред-

немесячное значение озона и солнечной радиации в нижней
части озонного слоя, АТ — промежуток времени, равный одно-

му месяцу. Ясно, что интеграл (7) можно заменить суммой с дру-_

гими интервалами, например, меныпими по величине, и ре-

шить задачу более точно, однако для сравнения с эксперимен-.

тальными результатами удобно использовать А{, равное одному

месяцу. Запишем уравнение (8) для { — 1-го и Г-того месяцев.

В виде системы двух уравнений
В С

ие и)

Вычитая из верхнего уравнения системы (13) нижнее и прини-
мая во внимание, что на основании (12)

ЮАО. (14)
получим
г г о О
о 1 - СА;
где С из (9) равно
12и
г (16)

Формула (15) является рекуррентной формулой для расчета се-
зонного хода озона. Для ее использования достаточно знать по-
стоянные и, С, Х’ и переменное Г» а также среднемесячное
значение озона за какой-нибудь месяц, принимаемый за на-
чальный. Аналогично предыдущему из двух уравнений (10),
записанных для #{ — |-го и {-того месяцев, и соотношения (14)
получается

. 12
и
о

12а6 в. п.
та с0$ 1 — 60$ = (1— о + СА],

159 _

где

о о

Формула (15) является второй рекуррентной формулой для

вычисления сезонного хода озона, причем для этого достаточно.
знать постоянные а, 6, х (6 = 0,35) и переменное [, а также

среднемесячное значение общего содержания озона в начальный

момент. |

Из рассмотрения опубликованных кривых вертикального

распределения атмосферного озона [3] было найдено, что содер-

жание озона в верхней части озонного слоя в средних и НИЗКИХ.
широтах в среднем равно х’— 0.150 см (но новой шкале Вигру).

Это значение х’нами использовалось Для вычислений всех ши-
рот. Об интенсивности озоноразрушающей радиации в нижней
части озонного слоя |, опубликованных данных не имеется.
Величину |, в нашем случае достаточно знать в относительных

единицах. Для простоты можно принять, что [‚ пропорционально

возможным суточным суммам солнечной радиации на горизон-

тальную поверхность. Мы использовали данные о таких суммах,

приведенных в монографиях [5], [6]. Постоянные и и С в форму-
лах (8) и (15), а также постоянные а и Ст, в формулах (10) и (17)
находились путем подстановки в формулы (8) и (10) данных о
среднемесячных значениях общего содержания озона х 2, ©

и данных о среднемесячных значениях возможных сумм солнеч-
ной радиации {;. Достаточно было использовать две пары зна-

чений х(т) и (т), подставляя их в формулы (8) и (10), чтобы полу-

чить постоянные и, С, аи Ст. В результате для широт. от 0 до
60° были получены следующие средние значения указанных
постоянных (разброс не превышал 7%): | .

о,
о сут —
СОШ _ ты
кал
а
| сут °
В. С 105. 10-6 С М2
кал

Следует учитывать, что величины постоянных С и С: относятся
здесь не к действительным напряжениям озоноразрушающей

160

С
одержание озона увеличивается, наибол

радиации, а к значени а
ям возможных с :
радиаци Е х сумм прямой сол .
р о о поверхность на уровне о
ислениях постоянны?
бедо подстилающей поверхности ра НЫ ОО ПРИНЯТО, УЕ
и рхности равно 70%. Значения постоян-
‚ случае оказались следующие: |

Ни = 9,0. [0-= см Оз : в 9.7. 10-6 см?

И кал

а = 12,7.10-— 5% 08. С 107. 10-62

сут. кал

С помощью полу Л и (17) были
олученных постоянны |
х и формул: (15 .
` Форму 1
звычислены кривые сезонного хода х на а а (0
9

0.450)

идее собержение 630нд. см
$ А

980 ,
7% 202$ Марг Апрев Май Июнь Иру Абеуег сент (нтяй Роя ЛЯ

Рис. 5. Сезонный ход общего содержания атмосферного озон
а на различных широтах: -
по формуле (15); 2—вычислена по форм 17)

3— Воейково; 4—Абастумани и

30, 45, - - ив
— а и — р. и на рис. 5. Пунктирные кривые
т ру (15), сплошные — по формуле (17)
ие меют максимум весной, а минимум — осень
с данными наблюдений. С увеличением и
ыпиЙй Ш И
к а весной, а наименьший ес т
Е — т МУ ГОДОВ колебаний озона.
о ре о нанесены кружками среднемесячные
а иково и квадратами —в Абастумани за
. совпадение теоретических кривых и эксперимен-

тб Заказ 24
161

тельных данных на рассматриваемых нтиротах достаточно хоро-
шее. Кривые, вычисленные по формуле (17), несколько лучше
совпадают с экспериментальными данными, чем кривые, вычис-

ленные по формуле (15). |
Некоторые выводы из формул для расчета сезонных и широт-

ных колебаний озона.

С помощью найденных постоянных и, С, а, Сти на основании

сделанных предположений можно решить ряд задач, относящих-
ся к озону. Постоянные и иа позволяют оценить турбулентный
перенос озона из верхней части озонного слоя в нижнюю часть.
а см. ©

Найденная нами величина ий — 7,0.10 а. выражает сред-
ний вертикальный поток озона через | см? в сутки. За месяц
этот поток составит 0,021 см Оз, за год— 0,252 см Оз. Для всего
земного шара вертикальный поток озона за год будет составлять.
около 3.10% т. Любопытно отметить, что на основании других
соображений Петцольд [9] получил для вертикального потока
озона в атмосфере величину того же порядка, а именно 10 т.
Близкую величину среднегодового вертикального потока озона
дает также постоянная а. С помощью постоянных Си Сти вы-
ражения (2) можно приближенно оценить величину солнечной
радиации, необходимую для разрушения определенного коли-
чества озона в нижней части озонного слоя. В силу равновесия
_ озонного слоя (уравнение (2)) годовое количество озона, разру-
итаемое радиацией в нижнем слое, будет равно притоку озона
сверху вниз. Если считать, что озоноразрушающая радиация,
поглощаемая в нижней части озонного слоя, составляет 1% от
возможной суммы радиации, То исходя из этого предположения
можно подсчитать среднюю величину солнечной радиации, не-
обходимую для разрушения, например, 0,001 см Оз в нижней

части озонного слоя. Подсчеты, произведенные с помощью вы-

т. кал и
ражения (2), показывают, что нужно около 5 —, чтобы раз-
см,
кал.
рушить 0,001 см озона. Это количество радиации п. 65 "|
.СМ=

ь \ /
поглотившись в слое 10—20 км, вызовет нагревание этого слоя
всего на 0,1°. Параллельно нагреванию будет происходить охлаж-
дение слоя 10—20 км в основном за счет потери инфракрасного
излучения водяным паром и углекислым газом, так что резуль-

тирующее изменение температуры может иметь меныпую вели-

чину или изменит знак. Следует учитывать, что на разных ши-

ротах и в разное время года указанное количество радиации

`` Кал
[те „б-ы ы } будет поглощаться в нижнем слое за разные
о би Е,

162

а времени. Летом и на юге эти промежутки времени
удут меньше, а зимой и на севере они будут больше. С помощью

выражения (2) можно подсчитать скорость разрушения озона.

в нижней части слоя на разных широтах в разное время года.
одсчеты показывают, что на широте 60° в январе за сутки в:

среднем разрушается 0,00004 см, в мае — 0,0016 см, в июне —

0,0014 ‘см озона.

Зная вертикальный турбулентный поток озона сверху ВНИЗ
и зная вертикальное распределение озона, можно вычислить
коэффициент обмена и коэффициент турбулентности атмосферы
на высотах 14—19 км. Коэффициент обмена А и коэффициент
турбулентности К связаны с вертикальным градиентом озонной
концентрации 4х/42 известным соотношением:

о, о

где г — высота над уровнем моря, о — плотность воздуха в рас-
сматриваемом слое. Соотношение (19) верно тогда, когда концен-
трация примеси (т. е. озона) не изменяется со временем от каких-
нибудь иных причин, кроме турбулентности. Для озона указан-
ные условия соблюдаются в достаточной мере в высоких широтах
во время полярной ночи и в средних широтах зимой. Если пре-

Таблица 2

Значение коэффициента об
| _ мена А в Е и коэффициента турбулент-
ности Кв м. на высотах 14—19 км, вычисленные по данным об ат-.

мосферном озоне
А К Метод измерения
Название пункта | Дата измер. - 2? о
| см.сек сек и ге
Дели 364

Нью-Мексико ..| 2ЛУ 1948 г. 104 — т. а.
Нью-Мексико ..| 25/1 1950 г. 30 24 Озонозон
Нью-Мексико г. 9 1953г. - 55 55 ”
Вейсенау и. — 70 50 ›

У — 43 40 .

Е В 379 27 '
Широта 60° ю. ш. | 14А/Х 1932 г. 73 а Но О —
Трое. — а.

р | 364 187 |Эффект обращения
11* _

163

небречь этим условием, то, как видно из (19), это приведет к неко-
торому преувеличению значений А и К вследствие относительно
более быстрого разрушения озона радиацией в верхней части
слоя 14—19 км. Результаты вычислений коэффициента обмена в

[2 м
и коэффициента турбулентности в —— для высот 14—

см. сек. сек

19 км без поправок на разрушение озона приведены в табл. 2.
С этими поправками минимальные значения А и К в табл. 2,
по-видимому, ближе к действительным значениям, чем макси-
мальные. Более подробные сведения о вертикальном распреде-

лении озона, вероятно, позволят в будущем точнее определить.

характеристики турбулентности в нижней стратосфере и верх-
ней тропосфере.

О МГНОВЕННОМ ГОРИЗОНТАЛЬНОМ РАСПРЕДЕЛЕНИИ.
ОБЩЕГО СОДЕРЖАНИЯ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА

Изучение мгновенной картины горизонтального распределе-
ния общего содержания атмосферного озона, предпринятое в
Главной геофизической обсерватории им. Воейкова, как с по-
мошью самолетов [3], так и на основании данных озонометри-
ческих станций, показало, что часто наблюдается сложное. гео-
графическое распределение озона. На одной и той же широте
часто отмечается различное содержание озона. Наблюдаются
случаи, когда общее содержание озона в некоторых районах
убывает с широтой и т. д. _

Для выяснения причин таких различий были привлечены
карты барической топографии разных уровней. На ежедневных
картах барической топографии поверхностей 300 и 200 мб на-
носились значения озона по данным советских и зарубежных
озонометрических станций. Всего было привлечено 20 озономет-
рических станций, в том числе 10 советских. Материалы зару-
бежных станций были получены через мировой центр данных
МГГ в Москве. Для анализа использовались данные по озону
за 1957—1959 гг., полученные только по прямому солнечному
свету. Данные по озону, полученные по облачному зениту, не
использовались ввиду их менышей надежности. Далее, на кар-
тах барической топографии определялись зоны струйных течений.
‚ Отбирались те дни, когда, с одной стороны, в районе озонометри-
ческих станций прослеживались струйные течения, а с другой
стороны, дни, когда производились наблюдения за озоном.

В результате этого удалось выяснить, что в зоне струйных
течений наблюдается повышенный горизонтальный градиент об-
щего содержания озона. Градиент озона в зоне струйного те-

164

чения обычно бывает направлен в сторону высокого давления
если ориентироваться по картам поверхностей 300 или 200 мб,
так что. область с повышенным содержанием озона располагает-
ся слева от оси струйного течения, а область с понижен-
ным содержанием озона — справа от его оси. Величина гра-
диента озона в зоне струйного течения превышает средний ши-

6)
@] ь > Бисмари
а ОЕ р
475 РА РУ
\\ Рейкьявик 2 Хеиса
< хо

\ 511
№\49/6м0е — Ленинград

40/9

А ВИгАА. —

гк Хх | Е. А а

1435
{- Дикеон

15 А“ 449
А Е

Рис. 6. Карты барической топографии поверхности 300 мб:
а—30/П1 1958 г.; б6-29ЛУ 1958 г.; 1—изогипсы; 2—струйное течение;
3—озонометрические станции и значения озона в 10-3Зсм

Е, ——2 &З

ротный градиент озона для такой же широты в несколько раз
(иногда более чем в 10 раз).

На рис. 6 приведены карты барической топографии поверх-
ности 300 мб за 3 час по московскому времени 30 марта 1958 г.
(а) и 29 апреля 1958 г. (6). Тонкими линиями обозначены изо-
гипсы, жирной линией со стрелками обозначено струйное те-
чение, буквами СП показан северный полюс, треугольниками
показаны озонометрические станции, а цифры около них обо-
значают общее содержание озона в 10-3 см. Из рассмотрения
рис. 6 следует, что слева от оси струйного течения (смотря по
направлению течения) содержание озона повышено, а справа
от оси струйного течения — понижено. Аналогичную картину
можно видеть на рис. 7, где приведены карты барической топо-
графии поверхности 300 мб за 6 ноября 1957 г. (а) и 21 мая 1958.г.

165

(6). Содержание озона на американских станциях (Бисмарк,
Вашингтон, Карибу) и итальянских станциях (Винья-ди-Валле,
Мессина, Элмас) существенно зависит от положения оси струй-
ного течения в рассматриваемый момент. Так, например, 6 нояб-
ря 1957 г. в Вашингтоне было болыше озона, чем в Бисмарке

на 21% (рис. 7), 29 апреля 1958 г. в Вашингтоне было; наоборот,

| 7200:
д Бисмарк —

, Х 280 еее
Ивоешинатон

ум

д 5.26
"Иенинграй

248

а. —2 . №3

Рис. 7. Карты барической топографии поверхности 300 мб:
а— 6/ХГ 1957 г.; 6 —21/У 1958 г.; 1 — изогинсы; 2 — струйное тече-
‚ ние; 3 — озонометрические станции и значения озона в Си

меныше озона, чем в Бисмарке на 27% (рис. 6), а21 мая 1958 г.
в Вашингтоне и Бисмарке содержание озона отличалось всего
лишь на 6% (рис. 7). В первом случае Вашингтон располагался
слева от оси струйного течения, ‘а Бисмарк — справа, во вто-
ром случае 29 апреля 1958 г. Вашингтон располагался справа от
оси струйного течения, а Бисмарк — слева и в третьем слу-
чае 21 мая 1958 г. они оба находились справа от оси.

В тех случаях, когда в районе станций не проходят струйные _

течения, обычно не наблюдается резких различий в содержании
озона над’близлежащими станциями. Для иллюстрации этого
положения на рис 7, б показаны три итальянские станции Винья-

ди-Валле, Мессина и Элмас, находившиеся в это время вне

166

дИбастумани о

зоны струйного течения. Содержание озона на этих станциях
в это время было равно соответственно 0,340 см и 0,327 см и
0.340 см, т. е. очень мало отличалось друг от друга. На рис. 7, а

` показан случай, когда в Европе на более северной станции —
Воейково в осеннее время наблюдалось меньше озона, чем на.

более южной станции Уккль, подобно тому, как в Америке
на станции Бисмарк в то же время наблюдалось мень-
ше озона, чем на станции Вашингтон. В обоих случаях
независимо от широты станции, наблюдавшие большое зна-
чение озона (Уккль, Вашингтон), находились слева от осиструй-
ного течения, а станции, отметившие малое значение озона
(Воейково, Бисмарк), находились справа от оси струйного
течения. |

Была исследована ‘также зависимость горизонтального гра-
диента озона в зоне струйных течений от времени года. Удалось
выяснить, что весной этот градиент в зоне субтропических и
внетропических струйных течений наибольший. Это обстоятель-
ство, по-видимому, связано с наличием в это время года наиболь-
‘шего общего широтного градиента озона. В зоне субтропических
струйных течений горизонтальный градиент озона. повышен, как
правило, весь год. В зоне внетропических струйных течений
‘летом повышенный градиент часто не наблюдается, что следует
объяснить особенностью широтного распределения озона в это
время года. Летом, как уже отмечалось, в средних широтах
наблюдается максимум общего содержания озона (рис. 2), пО-
этому меридиональная адвекция в стратосфере в это время года
не вызывает увеличения озона в зоне внетропических струйных
течений. Известно, что струйные течения очень часто обнару-
живаются на южной периферии высотных ложбин и северной
периферии высотных гребней (на уровне 200 и 300 мб). В этом
случае основная часть высотной ложбины оказывается слева
от оси струйного течения, а основная часть высотного гребня —
справа от оси. Поэтому повышенное содержание озона должно
наблюдаться в высотных ложбинах, а пониженное — в высотных
гребнях. Это и наблюдается в действительности.

Для объяснения полученных фактов. была рассмотрена вер-
тикальная структура струйных. течений. Известно, что летом
поток, образующий субтропическое струйное течение, достигает

высот 18 км, а зимой 20 км и более. Учитывая, что быстрое по-

вышение концентрации озона с высотой начинается непосред-
ственно над тропопаузой [10], можно полагать, что струйные
течения влияют на горизонтальное распределение общего со-
держания атмосферного озона. Поскольку в них воздушные мас-
сы перемещаются с большой скоростью по направлению струи

167

и средняя поперечная компонента движения мала, то струйное

течение оказывает своего рода барьерное действие на озон, на-

ходящийся слева от струи, не пропуская его в заметных коли-

чествах через зону струи.

Справа от струи в соответствии с общим широтным распреде-.

лением озона обычно располагаются воздушные массы с неболь-
шим содержанием озона. Поэтому в зоне струйного течения на-
блюдается повышенный горизонтальный градиент общего со-
держания озона. Возможно, что барьерное действие струи уси-
ливается вследствие агеострофического отклонения ветра в сто-
эону низкого давления из-за турбулентного трения. В резуль-
тате его воздух в зоне струи медленно перемещается через изо-
гипсы в сторону пониженного давления. Это. перемещение воз-
духа также препятствует озону, находящемуся в повышенном
количестве слева от струи, перемещаться через струйное течение.

В заключение следует отметить, что среднее горизонтальное
распределение общего содержания озона в атмосфере объясняет-
ся двумя основными факторами: солнечной радиацией и тур-
булентной диффузией. Мгновенная картина горизонтального
распределения общего содержания атмосферного озона тесно
связана с высотным барическим полем и, в частности, со струй-
ными течениями. Естественно, Что закономерности в распреде-
лении струйных течений по широтам могут сказаться и на сред-
ней картине горизонтального распределения атмосферного озона

ЛИТЕРАТУРА

1. Гущин Г. П. Измерение озона с самолета. Труды ГГО, вып. 93, 1959.

2. Гущин Г. П. Предварительные результаты измерений общего содер-
жания озона во время МГГ в СССР. Труды ЕГО, вып. 105, 1960.

‚ Гущин Г. П., РомановаР. Г., Ромашкина К. И. Изме-

рение общего содержания атмосферного озона во время горизонтальных '

полетов. Труды ГГО, вып. 105, 1960.

4. Зверев А. С. Синоптическая метеорология. Гидрометиздат, Л., 1957.

5. Ко - дратьев К. Я. Лучистая энергия солнца. Гидрометиздат, Л.,
1954.

6. Миланкович М. Математическая климатология ‚и астрономическая
теория колебаний климата. Гостехиздат, 1939.

7. Митра С. К. Верхняя атмосфера. ИЛ, М., 1955.

8. Пр о фьева И. А. Атмосферный озон. Изд-во АН СССР, М.— Л

1951.

9. Хвостиков И. А. Озон в стратосфере. Успехи физических наук,
59, вып. 2, 1956.

10. Вгемег А. \. Ор2опе сопсепгаНоп теазигетет{ {оп ап аисегаН.
Опа. Лоцу. Коу. Мей. $ос., 83, №. 356, 1957.

И. Риытзсь Н. 0. Раз абпозрвайзсне. Охоп аз ш@Каюг Гаг Зтотипаеп
`ш 4ег Зкаюзрраге. АтсВ. Мееог. Сеорн. В1оК1. Зег., А., Мг. 1, 1956.

168

12. не фе: а Ро ее тееБ ета Св., А4е|. А. А пех шефо4 {ог Ще
&егиипа оп оЁ {Фе уег са! 41$4г1Ь1оп оЁ охопе Нот Ве а.

Ме{еог., 13, №. 4, 1956. о.

13. Гопапзеп Н. Оп \е геаНоп Бебуееп те{еого!ов1са! соп@ 013 апа

{Ше {юЮ{а! атоип{ о{ охопе. Ро]аг АйтозрН. Зутрозит, Р+. 1, Гопдоп,

1958.
14. ВесепегЕ. Мецез уот О2оп 11 аег Егдантозрваге. Ма+иг\зз. Випазсь.
7, №. 1, 1954. т

15. Магш Ъ Е М. Ощегзисвипе 4ез Бо4еппанеп Ол2оп. АгсВ. Рвуз. ТВега-
р1е, 10, Мг. 4, 1958.

А. С. БРИТАЕВ, А. П. КУЗНЕЦОВ

О СВЯЗИ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА С
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИМИ УСЛОВИЯМИ

АЪтгаст

Тре агсе 1з Базед оп е ппеазитетепйз оЁ 40%а1 атоций от
отопе {гот Ве обзегуаНотз Бу теапз о? В1ой зепз!иуе доц Ые
зрес{горно{оте ег. —

Тре рег1о@ са! апа поп-рег!о91са|! срапбез о! атоцп{ о{ 07опе
п < ес4е \меа{пег зИиаНоп$ (тайу ми А{егеп& уегса| ат

Пих) аге сопз14еге4.

Исследование атмосферного озона и ето взаимосвязи с физи-
ческими процессами в атмосфере представляет интерес для изуче-

ния основных погодообразующих факторов и в более широком
плане — для изучения закономерностей влияния Солнца на нашу

планету.

К настоящему времени с наибольшей полнотой изучена связь
озона с горизонтальной адвекцией воздуха. Добсон, а вслед
за ним ряд исследователей в различных географических районах
показали, что наибольшее количество озона содержится обычно
в воздухе, приходящем в пункт наблюдений из более высоких
широт. Соответственно, обнаруживается корреляция между коле-

баниями количества озона и давлением, высотой тропопаузы, тем-
пературой, видимостью и рядом других характеристик состояния
атмосферы. Подобные статистические связи отчетливо выявлены,
например, для Средней Азии Ш. А. Безверхним [1] и для рай-
онов Москвы и Нижней Волги — в наших предыдущих работах
[2, 3]. Особенно ясна зависимость между общим количествоо

озона в атмосфере и высотой тропопаузы, а именно высокой трм

170

попаузе соответствует малое количество’ озона, и наоборот. С

гласно [4, 5] коэффициент корреляции между вариациями ко -
чества озона и уровня тропопаузы достигает — 0,5. Интересно о.
метить, что экстремальные значения общего содержания ме
запаздывают по сравнению с высотой тропопаузы ба"

тельно на одни сутки [2]. Это значит, что колебания озона.

могут быть следствием циркуляционных процессов и поэтом
не могут быть использованы синоптиком вне связи их с ме
ниями других характеристик атмосферы.

Увеличение общего содержания озона сопровождается охлаж-
дением верхней тропосферы и нагреванием нижних слоев стра-
тосферы. Для района Москвы коэффициент корреляции г _
вариациями общего содержания озона х и средней и
ры трехкилометрового слоя под тропопаузой 11 и) 54
совпадает по порядку величины со значением /(х { ) = —0 56
вычисленным Юхансеном для Норвегии [7]. Коэффициент кор-
реляции с температурой четырехкилометрового слоя выше
тропопаузы оказался равным г(х, 12) = 0,48, что несколько ниже
значения г ='0,53, найденного Миземом для Оксфорда [8]
и г = 0,88, определенного по температуре на уровне 13 км для
Алма-Аты [1]. Согласно И. А. Хвостикову [6], подобные связи
объясняются особенностями динамических процессов, протекаю-
щих таким образом, что понижению уровня тропопаузы соот-
ветствует потепление нижних слоев стратосферы и похолодание
в верхних слоя тропосферы.

Так-как одним горизонтальным переносом воздуха нельзя
объяснить все случаи колебаний общего содержания озона, ря-
дом авторов высказывались предположения о влиянии на ве
туации озона вертикальных воздушных потоков. При нисходя-
щем воздушном потоке фотохимические процессы быстро ком-
пенсируют убыль `озона в верхних. слоях атмосферы, вызывая
увеличение его общего содержания в вертикальном столбе воз-
духа. Основная трудность, возникающая при оценке роли вер-
тикальных потоков, состоит в сложности их измерения или и
чета до высот порядка 20—30 км. Оценивая вертикальные по-
токи по картам барической топографии, Рид [111] действительно
обнаружил увеличение общего содержания озона при нисходя-
щих движениях воздуха на высотах от 10 до 16 км. К аналогич-
ному выводу пришли Мияке и Кавамура, сопоставляющие ко-
личество озона с приближенными значениями вертикальной
скорости ветра на уровне 500 мб поверхности над Токио 191
Связь общего. содержания озона со знаком и величиной верти-
кального потока прослеживается и в более низких слоях атмо-
сферы. Для примера на рис. | приведены отклонения озона от

171

среднего значения и вертикальный ветер на разных уровнях
над Москвой за период с 31 июля по 6 августа 1959 г. Вертикаль-
ные потоки на уровне 1,5 и 3 км вычислены по дивергенции го-
ризонтальной скорости ветра [5], на высотах от 3 до 98 км—
по скорости вращения крыльчатки радиозондов [4], вылускае-

Я, км
26,0

240 А С. .

Ах см 220
Уи

08 60
0.6 8,0
04 60
02 40

0,8 6,0
8,0

` 00

200
180
6
№ ||
20.

8,0:
6,0
4.0
20.

О
7 7 2 5 4 5 б дм
Июль Ибгуст г

Рис. 1. Связь вариаций озона с вертикальными потоками: ——
вариации озона; . вертикальный ветер на уровне
850 мб (ш относит. единицы); ———— — вертикальный ветер
на уровне 700 мб (м относит. единицы); — , —* — вертикаль-
ный ветер по данным радиозондирования в относительных
единицах. Точки, лежащие слева от средней линии, соответст-

вуют нисходящему потоку, справа — восходящему

мых для аэрологического зондирования атмосферы Центральной
аэрологической обсерваторией 4 раза в сутки.

Наибольшее согласие между изменениями двух указанных
величин отмечается, как и следовало ожидать, на высотах 16—
20 км и выше: однако иногда колебания озона хорошо согласу-
ются со знаком вертикального потока и в тропосфере. Причина
подобного явления кроется, очевидно, в том, что при определен-
ной синоптической ситуации, например в областях циклонов
и антициклонов, вертикальные потоки одного знака могут охва-

172

тывать большую часть тропосферы и простираться в стратосфе-

ру, достигая слоя с повышенной концентрацией озона.

На рис. 2 представлен коэффициент корреляции, связь от-
клонений количества озона с вертикальным ветром над Моск-
вой, в функции от высоты за февраль, май и август 1959 г. По-
мимо более отчетливой связи положительных вариаций озона

‚ ЧАМ
26

а: ЕВ

р р й

Рис. 2. Связь отклонений количества озона. от

среднемесячных значений с изменениями верти-

кальной скорости ветра над Москвой в зависимо-

сти от высоты: 1-—февраль; 2—май; 3— август
1959 г.

с нисходящим потоком выше тропопаузы с несомненностью об-
наруживается зависимость корреляции от времени года. Смена
знака корреляции происходит наиболее часто в тропосфере, что,
вероятно, объясняется усилением изменчивости ветра в ниж-
них слоях атмосферы. В феврале и августе преобладают случаи
положительной связи вариаций озона с нисходящим ветром
с коэффициентом корреляции около -- 0,1. Амплитуда колеба-
ний корреляционной кривой около нулевого значения минималь-
на в августе и максимальна в мае. Абсолютная величина коэф-

173

фициента корреляции, осредненного по всем высотам, имеет для
указанных месяцев обратный ход.

Как видно. из рис. 3, вариации озона в зависимости от вер-
тикального ветра изменяются в течение года. В летние и зим-
ние месяцы колебания общего содержания озона теснее связаны

Сезвяй
Зима“ десна Лет Осень

Рис. 3. Сезонный ход коэффициента корре-
ляции колебаний озона с изменением вер-
тикальных потоков по данным 1959 г.

_с вертикальными движениями воздуха, чем с горизонтальным
переносом, в переходные периоды, особенно весной, наоборот,
преобладает влияние адвекции и крупномасштабной турбулент-
ности. Можно думать, что появление весеннего максимума об-
шего содержания озона связано с адвекцией, поскольку верти-
кальные движения воздуха в это время. года почти не связаны
с колебаниями озона. _

°— Таким образом, вертикальные потоки являются Одним ИЗ
основных факторов, регулирующих количество озона в атмосфере.
Этот вывод согласуется с данными Петпольда [10], полагавшего
адвекцию ответственной за колебания озона лишь весной и объ-
яснявшего вариации озона в остальное время года вертикаль-
ным переносом. Приведенный выше материал позволяет сделать
вывод о том, что связь колебаний озона с метеорологическими
условиями выражается в первую очередь через горизонтальные
и вертикальные потоки в атмосфере. ``

ЛИТЕРАТУРА

|. Безверхний Ш. А. Озонометрические данные по Алма-Ате в со-

поставлении с некоторыми метеорологическими факторами. Труды
Казахск. НИГМИ, вынп. 5, 89—100, 1955. т. |

174

2. Бритаев А. С., 'Иозенас В. А. Кузнёцов А Ш К
просу о связи общего содержания озона с метеорологическими усло-
виями. Метеорология и гидрология, № 10, 24—29, 1958.

3. Бритаев А. С., Кузнецов А. П. Вертикальное распределен
озона. Труды МАО, вып. 82. 28-35, 1959. а

4 Зайчиков П. Ф. К вопросу об изменении вертикальных движе-_

‚ ний воздуха. Труды ЦАО, вып. 10, 1953.
5. ОрловаЕ. М. К вопросу об расчете вертикальных скоростей.
Метеорол. и гидр., № 1, 1955.

6 Хвостиков И. А. Озон в стратосфере. Успехи физических наук,

59, вып. 9, 229—324, 1956. о

7. ]опапзеп Н. УанпаЧопз 11 пе фю{а| атоций о! огопе`оуег Тготзо апа
ет а хин ошег шефеого!ов1са! @етет{з. ео!уз. РиЪ|., МХ,

‚1995.
3 МееёНам А. ТЬе сог@аНоп о? {пе атоций о} огопе мВ офпег свагас-
{ег1$1с$ оЁ Не анпозрНнеге. Оцаг{. Лоиги. Коу. Ме|. $ос., №. 271, 1937.

9. Муаке\. Камашига К. Уиаез оЁ Ме айтозрейс озопе аЁ
Токуо. Зоигп. Мей. $ос. Тарап. №. 4, 1954. р

10. Рае+хо1 4 Н. К.. Ге уегкае Уецеипв дез атозрпаг!зсВеп О2оп$.
7е!{. Е. МаниюгзсЬ., 10а. Н. Г. 1955.

11. Вееа В. ТНе го!е оЁ уегИса|! тоНоп$ 1 охопе—меа{рег геаЙоп$0103-
Уоигп. Мефеог. 7, 263, 1950.

Г. П. ГУЩИН

О ДВУХ ВАЖНЫХ ОСОБЕННОСТЯХ
ОЗОНОМЕТРИЧЕСКИХ ПРИБОРОВ.
АБз{гас+
Т\уо Гасфогз аге соп$14егей раф шПиепсе еззепаПу 1е теа-

зигеё диап у о! орхопе, 1. е. {Ве зо апбе оЁ{ охопотЩег апа
{етрегафиге оГ охопотёег.

В результате пятилетнего использования различных о3зоно-

метрических приборов в Главной геофизической обсерватерии |

им. Воейкова удалось выяснить два фактора, оказывающих
существенное влияние на измеряемую величину озона.

Первый фактор — величина телесного угла’ озонометриче-
ского прибора, второй фактор — колебания температуры озоно-
метрического прибора. |

До настоящего времени на величину телесного угла озоно-
метра не обращалось сколько-нибудь значительного внимания.

Это отчасти объясняется тем, что при измерении озона во мно-.
гих случаях находится отношение интенсивностей солнечного.

излучения для двух близко расположенных участков спектра

при одном и том же телесном угле. Однако, с другой стороны, `

известно, что в ультрафиолетовой области спектра, где происхо-
дит измерение озона, отношение рассеянного солнечного излу-
чения к прямому излучению (при одной и той же высоте Солнца)
значительно болыше, чем в видимой области спектра.

Для выяснения влияния величины телесного угла прибора
на измеряемую величину озона были проделаны два опыта. В пер-
вом опыте определялась зависимость отношения отсчетов по двум

светофильтрам от телесного угла универсального озонометра_

176

при разных высотах Солнца. Универсальный озонометр имел
один световой вход, а светофильтры с помощью револьверного
устройства перемещались между выходной диафрагмой и фото-
элементом (или фотоумножителем). Использовались два свето-
фильтра: максимум пропускания первого светофильтра совпа-
дал с длиной волны 312 ти, максимум пропускания второго све-
тофильтра —с длиной волны 372 ти. Озонометр наводился

Итношегие 07042708 3

высоте солнца, гр |

Рис. 1. Отношение отсчетов /1/Г в за-_
висимости от высоты Солнца для разных
телесных углов (1—2,0°; 2—6,2°; 3—11,7°;

4—30;:57

с помощью оптического прицела на Солнце, измерения произ-
водились при ясном небе. В прибор попадал как прямой солнеч-
ный свет, так и свет рассеянный атмосферой в пределах его те-
лесного угла. Известно, что для определения озона достаточно
знать отношение отсчетов по двум светофильтрам и высоту Солн-
ца в момент измерения. .
Для изменения телесного угла озонометра менялись входные
диафрагмы. Использовались 4 различные диафрагмы, образую-
щие 4 различных телесных угла, равных в плоскостном выраже-
нии соответственно 2°.0; 6°,2; 11°,7; 30°,5 (ниже для краткости
все телесные углы указаны в плоскостной мере). В качестве при-
мера на рис. | приводятся результаты измерений отношения от-
счетов при разных телесных углах, произведенных в Воейково

при ясном небе. По оси абсцисс отложена высота Солнца 0°,

по оси. ординат — отношение отсчетов по двум светофильтрам.

12 Заказ 24 |

ре
т Цифрами 1—4 указаны величины телесных углов (1 —2°,0;

Из рис. 1 следует, что чем болыше телесный угол, тем боль-

ше отношение отсчетов. Расхождение между отсчетами с раз-
ными телесными углами ‘увеличивается с увеличением высоты
Солнца, причем для высот Солнца болыше 20° и телесного угла
меныне 11°,7 расхождение между отсчетами при. ясном небе
незначительно. Эти результаты сразу указывают на то, что от-
ношение отсчетов, изме
ренное озонометром, зави-
сит от телесного угла о390-
‚ нометра. Следовательно,
можно получить различ-
ные значения озона, если
производить измерения с
переменной входной диа-
фрагмой. При этом для
болыших телесных Углов
будут получаться при вы-
числении меньшие значе-
ния озона.

Полученные результа-
ты объясняются тем, что В Рис: 2: Отношение отсчетов [1/12

спектра, где производятся ейково 16/У И 1959 г.); /--телесный .
измерения, происходит бы- угол прибора—3°; 2-—телесный угол.
строе возрастание `рассе- прибора—10°; 3— изменение отноше-
янного атмосферой света ния 1,1 в % Ра (10°) — 1 39 | 00
‚с уменышением длины вол- — [1/12 (3°)
ны. Это приводит к тому, Измерено в Воейково 16/УП 1959; г.
что интенсивность ‘рассе- Общее содержание озона во время
янного излучения на участ- измерений было равно 0,332 см
ке первого светофильтра
всегда относительно больше, чем интенсивность рассеянного из-
лучения на ‘участке второго светофильтра. При болышом телес-
ном угле прибора добавок рассеянного света становится сравни-
мым с прямым солнечным светом. Ввиду того что интенсивность
рассеянного света по сравнению с прямым солнечным светом
увеличивается с уменьшением высоты Солнца и особенно быстро
для. коротких длин волн, при низком Солнце влияние телесного
угла сказывается сильнее и проявляется в значительном рас-
хождении отсчетов /1// (рис. 1).

Из рис. | следует, что для телесных углов,Яравных 2°,0 и

178.

6-2. отношение `[1//» одинаково в интервале высот Солнца.
10-—20°. Это означает, что при ясном небе и при высоте Солнца
болыше 10° измерения озона можно производить с телесным уг-
лом в 6°. 1 о
Однако при наличии облаков вблизи Солнца следует при
точных измерениях озона использовать телесные углы меньших
размеров. ие

_ Для иллюстрации этого положения на рис. 2 приводятся ре-

‚зультаты измерений стношения отсчетов /1//эз при двух телесных
углах Зи 10, полученные в Всейксво.

Во время измерений, когда высота Солнца была меныне 25`,
было безоблачно. Когда же высота Солнца стала больше ЯВ,
на небосводе вблизи Солнца отмечались легкие перистые облака.
Горизонтальная ‚дальность видимости превышала 20 км. ОТ-
ношение отсчетов /1//> для телесного угла 3° (кривая /)вплоть
до высоты Солнца 40° было немного меньше, чем отношение
11/[» для телесного угла 10° (кривая 2). Кривая 3 на рис. 2
показывает в процентном выражении отклонение друг от друга

кривых / и 2 при разных высотах Солнца, т. е. величину.

—

Пь
г, 89 __

о Величина з быстро ‘возрастает с уменышением высоты Солнца,
что говорит о том, что влияние телесного угла на отношение от-

_ счетов [1/12 сказывается сильнее всего при низком Солнце..

Во втором опыте определялась зависимость стношения от-
счетов по двум светофильтрам / 1/[2 от высоты над’ уровнем моря
при разных телесных углах прибора и одной и той же высоте
Солнца. Лля этого в районе Воейково самолетный: озонометр
[1] поднимался на вертолете до высоты 2,1 км. Измерения про-
изводились через специально сделанное открытое окно. Исполь-
зовались телесные углы Зи 10°. Результаты измерений показа-
ны на рис. 3. По оси абсцисс отложена высота в километрах над
уровнем моря, по оси ординат — отношение отсчетов Р.= 111 [5
и величина о в процентах о

Кривая / относится к телесному углу 3°, кривая 2 — к телес-
ному углу 10°. Во время измерений в районе Солнца наблюда-
лись легкие перистые облака, высота Солнца была равна 49”.
С вертолета хоропо была видна дымка с неодинаковой. илстно-
‘стью в различных направлениях. Горизонтальная дальность
видимости у поверхности земли превынтала 20 км. Из рассмотре-
‚ния рис. 3 следует, что отношение отсчетов /1/ Г2 увеличивалось
с увеличением высоты над уровнем моря (кривые 1 и 2). Это объ-

12* т ‚179

Ясняётся тем, что с увеличением высоты в атмосфере радиация

коротких длин волн увеличивается быстрее радиации длинных.

волн. На высоте 2,1 км отношение отсчетов /1//2 для телесных
углов 3 и 10° оказались равными друг другу. Следовательно,

| в рассматриваемом случае
на высотах 2 км и выше
можно было вести наблю-
дения за озоном с телес-
ным углом 10°. В нижнем

очевидно сказывалось вли-
яние аэрозолей на отноше-
ние отсчетов /1//2. Кривая
9 на рис. 3 показывает,
ВСРта. ВИ что расхождение между
отсчетами 1/11//» для.телес-

_ Рис. 3. Изменение с высотой отноше- ных углов Зи 10° на по-.

ния отсчетов Р=/1//зи величины — верхности земли составля-
Го 28 0 т Ее
отклонения в =. 1-Ре 10 11%, на высоте | км

Рз 5%, на высоте 2 км —

телесным углом 3°; 2—Р с телесным 0,2%. В момек» измере-
углом 10°; 3—0 в %. Измерено на ний на вертолете общее
с а — ’ содержание озона в атмос-
фере составляле 0,317 см.
Изменение отношения 11//» из-за изменения телесного угла
прибора на 11% соответствовало, как показали вычисления,
кажущемуся изменению содержания озона на 21%, изменение
отношения 1/1//> на 5% соответствовало кажущемуся изменению
озона на 10%. о
Из рассмотрения трех приведенных здесь примеров следует,
что телесный угол озонометрического прибора является важным
фактором, оказывающим значительное влияние на измеряемую
величину озона. Измерения озона тем точкее, чем меньше телес-
ный угол прибора, чем больше высота Солнца и чем выше под-
нят прибор над уровнем моря. |
Вторым важным фактором, оказывающим влияние на изме-
ряемую величину озона, является температура озонометриче-
ского прибора. Всякий озонометрический прибор под действи-
ем температуры либо в силу теплового расширения, либо по иным
причинам искажает измеряемую величину озона. Так, например,
спектрофотометр Добсона с увеличением температуры при неиз-
менном содержании озона в атмосфере начинает показывать
уменыпающиеся значения озона. Для компенсации температур-
ной погрешности в спектрофотометре Добсона имеется плоско-

‚ 180

двухкилометровом слое.

параллельная кварцевая пластинка (в последней модели при-
бора 3 пластинки), которая путем вращения на неболышой угол
смещает солнечный спектр в прежнее положение [3]. |
Озонометрические приборы со светофильтрами, как показа-
ли наши последние исследования, под действием колебаний тем-

пературы также искажают измеряемую величину озона. Для
выяснения влияния ко-

лебаний температуры на
измеряемую величину
озона нами исследовал-
ся универсальный о3о-
нометр ГГО. Было вы-
яснено, что основной
причиной температур-
ных погрешностей в
универсальном —озоно-
метре является измене-
ние пропускания второ- 18 о И
го светофильтра. На
рис. 4 показан ход коэф-
фициента пропускания Рис. 4. Коэффициент пропускания свето-

ее ОАО
а, а

к
<
|

температуре приваее 2°

первого и второго свето-
фильтров в зависимости
от температуры. По оси
абсцисс отложена тем-

фильтров озонометра в зависимости от тем-
пературы прибора. Измерено в Воейково
6/УТ 1959 г. по прямому солнечному. свету

в полдень при ® = 51,4°, =

`—первый светофильтр; 2—второй свето-
И .

пература прибора в гра- о

дусах, по оси ординат—

коэффициент пропуска-

ния в процентах. Измерения коэффициента пропускания свето-

фильтров производились по прямому солнечному свету в пол-

_ день при ясном .небе. Для измерения использовалась линейная

фотоэлектрическая система озонометра. Высота Солнца в пол-
день изменяется медленно, поэтому его можно было использо-
вать в течение короткого промежутка времени как постоянный
источник света. Температура прибора изменялась искусственно.
За начальную температуру была принята температура -- 18°,

при этой температуре коэффициенты пропускания 1-го и.2-го

светофильтров были равны 100%. Из рассмотрения рис. 4 сле-
дует, что коэффициент пропускания 1-го светофильтра не изме-
нялся с изменением. температуры, а коэффициент пропускания
2-го светофильтра уменышался с ростом температуры, причем
это уменьшение достигало значительной величины — 20% при
изменении температуры на 12°. Известно, что у стеклянных свето-

‘фильтров в ультрафиолетовой области спектра коэффициент

181

пропускания мало изменяется с изменением температуры 12]
Например, для стекла УФС-2 максимум пропускания опускает-.
ся всего на 6,4%, а стекла ЖС-3 — на 4% при нагревании на
100°.

В нашем случае первый светофильтр представлял собой ком-
бинацию стекол УФС-2 и ЖС-3, причем основные границы кри-
вых пропускания обоих стекол не совпадали с границами поло-
сы пропускания светофильтра. Поэтому при изменении темпе-
ратуры на 12° пропускание светофильтра почти не изменилось.
По-иному обстояло дело у второго светофильтра, состоящего
из комбинации стекол УФС-2 и СЗС-18. В этом случае правая
граница полосы пропускания УФС-2 и левая граница СЗС-18
совпадают с полосой пропускания светофильтра, или, иначе,
образуют эту полосу. При нагревании левая граница полосы
пропускания стекла СЗС-18 сдвигается вправо. В то же время
левый край полосы пропускания стекла СЗС-18 очень крутой.
Поэтому увеличение температуры приводит к сокращению полосы
пропускания второго светофильтра, что и обнаруживается в ви-
де уменынения коэффициента пропускания на рис. 4. Для ком-
пенсации температурной погрешности озонометров со свето-
фильтрами вводится коэффициент градуировки в зависимости
от температуры. Коэффициент градуировки получается при срав-
нении озонометра со светофильтрами с эталонным озонометри-
ческим прибором.

В последних моделях универсальных озонометров вместо
стекла СЗС-18 используется стекло СЗС-9, имеющее значитель-
но менее крутой левый край полосы пропускания. Го этой при-
чине температурная зависимость коэффициента пропускания
второго светофильтра стала значительно меньше, чем была рань-
ше. __ | |
Из вышеизложенного можно сделать следующие выводы:
|. Телесный угол озонометрического прибора, основанного

на оптическом методе, нельзя делать большим. Его величина,

должна ‘быть меньше по крайней мере 6° (в плоскостной мере).
Телесный угол озонометра больше 10” вводит дополнительную
ошибку при определении озона, связанную с рассеянным атмо-

сферой светом. Это ошибка тем больше, чем больше телесный угол

и чем меньше высота Солнца в момент измерений.

9. Во всяком озонометрическом приборе должна быть пре-
дусмотрена компенсация температурной погрешности. У озоно-_

метров со светофильтрами температурная погрешность вВыЫ-
зывается зависимостью пропускания светофильтров от темпера-

туры.

182

ЛИТЕРАТУРА

ущин Г. П. Измерение озона с самолета. Т

р ды ГГО,
орф О. П. Температурные характеристики О
и и спектра. Светотехника; № 3, 1957 т
оЪзоп С. М. В. ОБзегуегз’ Вапабсок Тог Не охот св \
Али, Тегпае. Сеорнух баг, 5 №. 153, тЫ зрестгорвоютеег.

какие

ТЕЛЕ

АСЕ. -

да. ХРГИАН, Г. И. КУЗНЕЦОВ
О СУТОЧНОМ ХОДЕ АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА

АБзЕгас+

Тне саизе о! е игпа| уатаНопз о! охопе 1$ зиге]у 1ю Ипа
11 Шозе П1ауегз, зупеге {Ме геахаНоп-Ите оЁ орхопе 1$ зи Н1-
сепЙу зНо!г{.

Тбе обзегуаНоп$ о{ огопе димие е 1аУ ш На]у, [сеапа,
ес. |1еа@ ю Ше сопсшз1оп, аф {Пе фю{а] охопе сощепф 13 1шсгеа-
зе иги Фе ауте Бу 0,005—0,016 ст. ш Кеука\мК 15
|псгеазе, ауегавей 1ог Те уегт, 1 0, 005 {юг Не Ите имегуа| ог
_ 98 ю 15". СепегаПу, а+ 1псгеазе 15 сопз1Аега у отеа{ег ап {а
обзегуе4 Бу Ногисрт (0,005 ст) апа ргефее4 1песгейсаПу Бу
Ли 5сь (0,003 ст). Ргезита Лу, Фе 1ю\ег-1еуе! о7опе 1$ а[50 ге-
зропз!]е {ог е обзегуе4 Ашгпа! уапаюоп$ о? Оз.

Суточный ход атмосферного, озона невелик и составляет, как

мы увидим ниже, около 3—4% от его общего количества. Тем.

не менее он в некоторой мере определяет ход температуры воз-
духа на высотах 40 —50 км, и изучение его тесно связано с проб-
лемой основных процессов образования озона и его переноса вер-
тикальными и горизонтальными движениями в атмосфере.

Хорошо известно, что в верхней части озонного слоя, выше
32—35 км, время релаксации фотохимических процессов образс-
вания озона — порядка нескольких часов. Это значит, что там
суточные изменения радиации Солнца могут вызвать, хотя и с не-
которым запозданием, суточные вариации озона. Амплитуду по-
следних таким способом теоретически оценил в 1954 г. Дютш
[1], найдя величины до 0,0027 см ив 1956 г.— Хориучи [2]
(до 0,005 см). Максимумы количества озона х должны наблюдать-
ся между 14 и 16 час.

184

Мы попытались определить величину дневных изменений о3о-
на из наблюдений нескольких обсерваторий Международного
геофизического года — Рейкьявик (Исландия), Винья-ди-Валле
(Италия), Элмас (Сардиния). Из них наиболее надежными и
полными были данные Винья-ди-Валле, и менее подробными,
хотя и столь же надежными, — Рейкьявика.

Довольно часто количество озона претерпевает в течение су-

‘ток значительные непериодические изменения, причину кото-

рых следует искать в значительной мере в атмосферных течениях
и, может быть; в ошибках наблюдения. Тем не менее, вычисляя

средние значения х за отдельные часы в тот или иной сезон, удает.

ся распознать систематический дневной ход озона.

Таким способом было определено, что в Винья-ди-Валле. ле-
том, в июле — августе, с 9 до 16 час (округляя часы) количество
озона возрастает на 0,005 см, в сентябре — ноябре, с 10 до 16 час,
на 0,006 см. В Элмасе в июле — сентябре между 9 и 16 час
местного времени х увеличивается на 0,011 см, в октябре — де-
кабре` — с 8 до 16 час— на 0,016 см. В Рейкьявике (таблица)
дневное повышение х было менее регулярным.

Тасолица.

1957 г. 1958 г. Среднее

Месяцы УП—УПП 1Х—Х Ш-—У 'УЕУПЕ ХХ
Часы 9—16 9—16 ТЕ ы 19—16 9—14 9-5
х ‚ |. 20,002 | 0,015 | 0,001 | 0,021 —0,002 | 0,005

Можно считать, что в среднем по всем трем станциям дневное
повышение х составляло между 9 и 16 час примерно Ах = 0,008 см.
Это повышение несколько больше того, которое наблюдал Хори-
учи в Японии (в среднем было у него Ах
ние это тем более существенно, что в наши расчеты включены
данные Рейкьявика, расположенного далеко на севере, где фото-
химические изменения озона должны быть заметно слабее, чем
на юге. В средних широтах, вероятно, величина Ах должна
быть несколько больше 0,008 см.

_ Очевидно, наблюдаемые величины дневного ‘нарастания озона
значительно больше тех, которые были вычислены по теории

15 Заказ 24 185

— 0,003 см). Расхожде-.

фотохимического равновесия и относятся к верхней части озон- _

ного слоя выше 32—35 км. |

Вероятно, что и в нижней части слоя озона в течение дня
количество последнего заметно нарастает. Следовало бы рас-
смотреть, какие процессы вертикального турбулентного пере-
носа или диффузии могли бы привести к такому нарастанию.
Возможно, что усиливающаяся днем конвекция переносит озон
_из верхней части его слоя в нижний, в то время как вверху он
постепенно воспроизводится фотохимическим процессом.

Мы обнаружили также, что в поздние вечерние и ранние
утренние часы значения х сильно повышены по сравнению с око-
лополуденным временем. Аналогичное явление, почти симметрич-
ное относительно полудня, наблюдал в 1951 г. Абдул Халек
в Кабуле [3]. Такой суточный ход можно объяснить недостаточ-
ным учетом влияния атмосферного аэрозоля, если только послед-
ний рассеивает сильнее более коротковолновые лучи, т.е. если
он ослабляет солнечный свет селективно. —

Влияние этого фактора, однако, должно быть незначительно
в околополуденные часы, при малой массе атмосферы 1 и, сле-
довательно, оно не сказывается существенно на величине опи-
санного дневного нарастания озона. Он будет создавать кажущий-
ся рост х при больших т.

ЛИТЕРАТУРА

1. РафзсЬ Н. А 4аЦу уамаНоп оЁ Ше 4ю4а! атоци о? огопе. 51. Ргось
П\егп. Азз. Ме. Коше, 1954; Гопдоп, 1956. |

9. Ног1исН1. Оп \е антозрНенс огопе 11 Таепо. ЧеорН. Мава2., 28,
№. 1, 1957. т. |

3. АБан! Кна!еК. УанаНопз фопгпаНегез её аппие]ез 4е [’ера!ззеиг 4е

рохопе. а Кафоц!. оигп., Зс1епё. 4е Мефеог., 1954, лип — $ерй.

А. А. ЗНАМЕНСКИЙ

| РЕЗУЛЬТАТЫ СРАВНЕНИЯ РАЗЛИЧНЫХ |

ОЗОНОМЕТРИЧЕСКИХ ПРИБОРОВ, ПРОВЕДЕННОГО ‹

В ГЛАВНОЙ ГЕОФИЗИЧЕСКОЙ ОБСЕРВАТОРИИ ‘’
им. А. И. ВОЕЙКОВА

АБз{гась

Тпе сотраг!1зоп оЁ зоше огопотейс 1злитет Ваз Бееп
шаде ш СОСО аиг!по 2, 4, 5 апа 7 Лйу 1959. Рог фурез оЁ огопо-
шаег$ \уеге сотрагеа: итуегза! охопотеег о СОСО, зресторНофо-
пеег оЁ Туре СФ-4, зресгорпофотеег оЁ {е Мозсом З{ае Ип1-
уегзИу, апа ПоБзоп зресторпофотаег. Тне гези оЁ сотраг1-
зоп аге я1уеп уИисВ аге 41зсиззей ш соппесНоп \ИЁН изе о! езе.
п$1гитеп$ оп {1е охопоте1с заопз$ оЁ Фе 0558. :

В Советском Союзе измерения озона производятся в Главной
геофизической обсерватории, Арктическом и антарктическом
иституте, МГУ и в других научно-исследовательских учреж-
дениях. Измерения общего содержания озона приобретают все
большее значение в работе научных учреждений и эти наблю-
дения расширяются с каждым годом. Так, в Гидрометеорологи-
ческой службе СССР организована озонометрическая сеть, пока
еще насчитывающая 6 пунктов, но в ближайшие годы намечено
довести число их до 17, охватывающих всю территорию СССР.

При измерении общего содержания атмосферного озона’ ис-.

пользуются различные приборы и вопрос о сравнимости полу-
чаемых данных в настоящее время является достаточно актуаль-
ным. Кроме того, создание сети озонометрических станций вле:
чет за собой необходимость постройки удобного в эксплуатации,

те - 187

надежного в работе прибора, обеспечивающего необходимую
точность.

Учитывая все эти обстоятельства, в начале лета 1959 г. ГГО
были проведены сравнения различных озонометрических при-
боров, а именно: спектрофотометра Добсона, спектрофотометра
конструкции МГУ, спектрофотометра СФ-4 с озонометрической
приставкой ГГО, универсального озонометра Г. П. Гущина и
ОФЭТ-3 Родионова, Безверхнего, Ошеровича. Сравнительные
наблюдения производились в Воейково—научно-эксперименталь-
ной базе ГГО под Ленинградом. |

Перед началом сравнительных измерений спектрофотометр
Добсона и спектрофотометр МГУ были проверены на длины волн.
Установлено, что две коротковолновые щели спектрофотометра

, {®) {®)
Добсона выделяют участки с центрами /^, = 3114 А ил = 9923 А.
Одновременно была проверена температурная компенсация спект-
рофотометра, оказалось, что отклонения компенсатора соответ-
ственно составляют — 0,7 ‘и -- 0,3 делений шкалы, что следует
считать вполне допустимым. У спектрофотометра конструкции
_МГУ при 1°= -Е 10° выделялись участки спектра с центрами
О

©)
пе ож
_ Спектрофотометр СФ-4 во время сравнений использовался
со светофильтрами ЖС-3 -- УФС-2, причем последний был силь-
но замутнен и имел коэффициент пропускания для \ = 312 ты
не 80—90%, а 12%. Решено было не менять светофильтр УФС-2
на запасной с высоким . коэффициентом пропускания, так как |)
спектрофотометр СФ-4 был проградуирован как монохромати-
ческий источник света со старым светофильтром УФС-2. По-
этому при измерениях у СФ-4 использовалась большая щель,
равная 1 мм. При низком Солнце чувствительнсть СФ-4 из-за
нелостаточной прозрачности светофильтра была недостаточной,
чтобы вести измерения с выбранной щелью. Поэтому в сравне-
ния вошли только те измерения по спектрофотометру СФ-4,
когда высота Солнца была больше 25°. |
--. Сравнение озонометрических приборов производилось пу-
тем одновременных измерений атмосферного озона всеми указан-
ными приборами по прямому солнечному свету с интервалами
в 10 мин. Измерения были произведены для интервала высот
Солнца от 15 до 52°. —.
^ По условиям облачности синхронные измерения озона про
изводились только 2, 4, би 7 июня. Всего было произведено
июня 67. совместных отсчета, 4 июня— 64,5. июня—13 и 7 июня—
9 совместных отсчетов, т. е. всего. вместе 148 синхронных отсче-
тов. Максимальный разброс по времени при взятии отсчетов

Таблица 1

э—————=—=ы=ыы=——ы—-———ы——ы—————м —МЫШШ—Ш—Ш—Ш————
——щ—— И —————ы——-

6
А 5

——_—_—__[——_——————
д
—_ фо —м——_——д—д—

————

———_——_————
д
‹ дд

0.912
0,890

00*

+30
4-20
4-10

р РН ЕО Пу
—ыю—ю—<—<—о—— : 2
ее, —=—_—_ д ——————
——_—_—_——_———

‘коэффициенты а, ®’; В, 8’ осреднены по интервалам 8 и 14

*—значения получены интерполированием. _

)/
3317
3320
3323
3326
3329

—__————_—
доц —=—
——

3105
3108
3114 _
ЭТ

3111

лины Во.
Д р олн при разных температурах прибора и значения а, о’, Ви В” для температуры слоя озона —44° С

Примечания:

188

по всем приборам не превышает = 2 мин. Наблюдения про-
изводили следующие наблюдатели: Бритаев А. С. (ЦАО),
Романова Р. Г. (ГГО), Ромашкина К. И. (ГГО), Шестакова А.В.
(ПАО), Александрович В. Б. (ГГО), Шаламянский А. М. (ГГО)
и частично Гущин Г. П. (на спектрофотометре Добсона и спектро-
фотометре. СФ-4). Периодически производилась смена наблю-
дателей, так что на каждом приборе во время сравнений работали

соо о

<<
+
5

и
Высота солнца. грай

$ рис. 1. Номограмма для определения общего содержания атмо-
сферного озона. Озонометр ГГО № 3. Давление 625 мм

9—3 наблюдателя. Высота Солнца определялась по теодолиту
ИТТ с точностью до ОР о г

Вычисление общего содержания ‘атмосферного озона для |
спектрофотометра Добсона производилось. по. формуле Х =

и Ш—Ь—0,1т
ы 0,865
В этой формуле, как и в последующих формулах, Х — общее
содержание атмосферного озона в сантиметрах, Г — логарифм
отношения интенсивностей прямого солнечного света двух длин
‚волн (с точностью до постоянного слагаемого), т и и соответ-
ственно озонная И воздушная массы. Значение постоянного
[0= 0,07 было получено до испытаний на`основании построения
графиков Гр) в 1957 и 1958 гг. |

190

‚ которая применялась с начала МПТ.

_ Вычисление общего содержания озона по данным спектро-

фотометра МГУ производилось с учетом температурного изме-

нения длины волны монохроматора (табл. 1) и изменения коэф-
фициента пропускания клина. |
Для спектрофотометра МГУ и СФ-4 во время испытаний были

получены формулы независимо от спектрофотометра Добсона,
причем для нахождения значения Го были построены графики
Ди) по данным спектрофотометра МГУ за 4, 5, 7 июня и СФ-

‚ за 2, 4ибБ июня 1959 г. Из трех значений Го для каждого при-

бора были вычислены средние значения и формулы соответст”
венно имели вид: .
а) для спектрофотометра МГУ табл. 1’
0,458 —[.—0,11-т
| а. 0,865 №
Вычисление общего содержания атмосферного озона по УНИ-
версальному озонометру производилось по специальной озонной

6) для спектрофотометра СОА д —=

Таблица 2

Значения коэффициента градуировки
универсального озонометра при
разной температуре.

а
| | К | г К Г Е
о
0 1,35 | 12 [2 -93 | 1:18
1 | 55: 19 1:91 24 1,16
о, м 1 1 14
6 6 95 о
4 1,35 16 1,26 27 Е, 10
5 1,34 ТУ 1,27 28 1,08
от 19 116 29 1,06
Т 1,34 19 1,24 30 1,04
С 1.59 20 1,25 31 1,03
9 Е. 2] — —
101135. 22 1,20 — =
11 1;32 — — — =.

номограмме (рис. 1). Поправка на температуру прибора вводи-
лась путем умножения полученных результатов на коэффициент
выведенный из сравнений универсального озонометра со спект-

рофотометром Добсона в феврале — мае 1959 г. Значения тем-.

пературного коэффициента универсального озонометра приве-
дены в табл. я. —

191

Ввиду того что имев- | | ру МГУ за второе июня, максимальное отклонение зна-
пийся а ОФЭТ-3 3 чений общего содержания озона по сравниваемым приборам не

превышало 23% от значений по спектрофотометру Добсона.
а ‚ Среднедневные отклонения были значительно меньше. Величины
а . среднедневных отклонений общего содержания ‚атмосферного |
— нь | озона от данных по спектрофотометру Добсона приведены

в табл. 3.

7 (ЮАЯ

58 р — и спектро- Е |
Е. отометру Добсона, в ре- |
я ВЕ а Я ее С ия общего содержания атмосферного озона.
р еднедневные значения |
ь ЗЕ И Фор №. ао еменным измерениям различными приборами и отклонения
г | ы 5 мула: р в процентах от данных по спектрофотометру Добсона |
ба |
= 3 — 0055-Е | | и с
| а и — 0,19. С 6 Средн. со- | Отклонение
+ п | | держание держание | от данных
ы в озона по по спектро-
з а - Таким образом, 4 ри | Название прибора | Дата измерений | озона но спектрофо- не
©. Ц й прибору,
- ЕЁ т | ь т И
ы О : Й Добсона %
< [а а один. (ОФЭТ-3) градуи-
са т р дуи
<& он овался по спектрофото- | |
а Поб род Универсальный 27 1959. г. | 0,394 | 0,373 +5,6
33, РО метру Добсона. - озономет 4/УТ 1959 г. 0,357 0,390 —8,5-
о Результаты вычислений р БУТ 1959 г. 0’388 0’384 11.0
х 58 общего содержания атмос- 7/УТ 1959г. | 0,372 0,406 гай
= о =. ферного озона по всем пяти
< он
< 5 < 90| приборам представлены на |
ы ню рис. 2, где по оси абсцисс ы Среднее —2,6
| Ее О | _ Спектрофотометр 2/УТ 1959 0,365 0,373 —2 ,1
о | СФ-4 4/УТ 1959 0.353 0.30 ты.
®) ме
== щее содержание атмосфер- | 5/УТ 1959 0,32
9 В
> РЕ: ного озона в сантиметрах. | |
— ® ‚
Е 2 Болыное расхождение меж- | Г |
1 < Е 5. ду спектрофотометром Доб- Среднее —8,7
р $)
шо сона и спектрофотометром г. и
> Спектрофотометр 27УТ 1959 г. —
= в а. МГУ, имев- а 4/УТ 1959 г. 0,465 0,390 19,2
а т: шее место второго июня, МГУ _ Б/МТ 1959 г 0,393 0,384 42,3
= 2. | заставило спектрофотометр 7/УТ 1959 г 0,464 0.410 13,2
и в. МГУ подвергнуть допол- | —
— о нительной наладке для | _. Средне 11,6
т о улучшения работы моду- }
сы лятора. После второго — ‚В — . |
| ИЮНЯ спектрофотометр. | Из табл. 3 следует, что за все время измерений среднее от-
МГУ регулировке не под- г клонение от данных по спектрофотометру Добсона для спектро-
— вергался. ’фотометра МГУ составило -11,6%, для спектрофотометра
`Из рис. 2 следует, СФ-4 соответственно —8,7% и для универсального озонометра—
| Н- о ений для всех дней
и2 д эк0ё0 апнржб0? 22700 ‚ что, за исключением дан ‚6%. Среднедневные величины отклон д д

ных По спектрофотомет-

193

192

совместных наблюдений, за исключением одного случая (4 июня),
не превышали 15%. Сравнительно болышая величина среднего
отклонения от эталонного прибора для спектрофотометров МГУ
и СФ-4, вероятно, объясняется тем, что, во-первых, величина
Го для этих приборов была найдена всего из трех серий наблю-
дений, чего недостаточно, и, во-вторых, влиянием температуры
‚ прибора, которое в СФ-4 не учитывается, а для спектрофотомет-
ра МГУ учитывается в недостаточной степени.

Выводы

= и :

1. Сравнение озонометрических приборов. показало, что
отклонение синхронных значений общего содержания атмо-
сферного озона по разным приборам от значений по спектрофото-
метру Добсона может доходить в некоторых случаях до 23%.

Кривые общего содержания атмосферного озона, построен-
ные по данным разных приборов, имеют в основном параллель-
_ ный ход, однако иногда имеет место и нарушение параллельно-
сти хода кривых.

‚ 9. В результате сравнений удалось установить, что наиболее
удобным для измерений общего содержания атмосферного озона
на сети станций является универсальный озонометр.

4. Целесообразно снабдить всю озонометрическую сеть оди-
наковыми приборами типа. ЕН Но 030-
нометра.

5. Следует в дальнейшем не менять параметры приборов,
которые прошли сравнения, и использовать их при дальнейших
сравнениях для определения постоянства приборов во времени.

6. Необходимо произвести ‘более подробные и детальные ис-
следования всех озонометрических. приборов (исследовать ли-
нейность, дисперсию, клин, влияние температуры прибора. на
его показания и др.).

_ 7. Рекомендовать для упрощения и ускорения. обработки
данных наблюдений и. на сети озонометрических.

станций номограмм.

8. Считать целесообразным и необходимым проведение В
96 г. сравнений озонометрических приборов в районе с`устой-
чивой ясной погодой и высокой прозрачностью атмосферы.

РЕЗОЛЮЦИЯ КОНФЕРЕНЦИИ ПО АТМОСФЕРНОМУ
°— ОЗОНУ, МОСКВА, 28—31 ОКТЯБРЯ 1959 г.

1. Конференция с удовлетворением отмечает, что исследо-
вания в области озонометрии в СССР из отдельных, эпизодиче-
ских и мало связанных между собой работ превратились за
последние годы (в особенности в связи с Международным: гео-
физическим годом) в единый комплекс работ, число которых
быстро возрастает. Результаты этих работ, доложенные на
заседаниях конференции, имеют серьезное научное и и
ное значение.

2. Для обеспечения наибольшей эффективности ‘научно: .иС-

‘следовательской работы по ‘атмосферному озону конференция.

считает целесообразным создание единой междуведомственной
комиссии по атмосферному озону для осуществления связи, бо-
лее подробной информации, а также для координации озономет-
рических работ различных организаций. Комиссия должна
также осуществлять связь (в установленном порядке) с зарубеж-
ными учреждениями, ведающими ‘изучением озона. Комиссия
должна обратить особое внимание на то, чтобы при едином плане
исследований была бы обеспечена максимальная комплексность
всех работ и участие большого числа институтов в организации

озонометрических работ, а также на разработку аппаратуры.

для сети и обсерваторий и на апробацию применяемых прибо-
ров. Следует считать также, что одной из первых задач указан-
ной комиссии должна быть организация в 1962 г. сравнения
всех систем озонометрических приборов, применяемых в СССР,
в том числе прибора Добсона и прибора, применяемого в МГУ.

3. Из работ, относящихся к уточнению методов наблюдения
и к анализу физических закономерностей озонного слоя, конфе-
ренция рекомендует специальное изучение физической природы
так называемого эффекта обращения. Это необходимо для созда-
ния окончательной методики расчета вертикального распреде-

195

ления озона. Существенно необходим также и более точный ме-
тод учета рассеяния света на атмосферных аэрозолях.

4 Учитывая важные выводы о сезонном, широтном и долгот-
ном изменениях содержания озона, полученные по наблюдениям
в период МГГ благодаря тому, что в СССР были открыты стан-
ции в самых различных географических условиях —_ В Арктике,
в наиболее южных районах (Абастумани), на Дальнем Востоке
(Владивосток) и пр. и учтя, что ГУГМС принято постановление
о дальнейшем развитии сети озонометрических станций в 1960—
1961 гг., конференция обращается с просьбой к другим орга-
низацпиям также обеспечить продолжение уже начатых наблю-
дений:

к ИПГ АН СССР на Эльбрусской базе института (в Терсколе),
к Арктическому и антарктическому НИИ — на о. Диксон и
о. Хейс, | | |

к Академии наук Грузинской ССР на Абастуманской обсер-
ватории.

5. Учитывая, что сейчас уже начаты большие и разносторон-
ние исследования по атмосферному озону и что с каждым годом
накапливается значительный и оригинальный материал наблю-
дений и выводов из них, конференция считает желательным в по-
следующем созывать через 2—5 года аналогичные совещания
специалистов по атмосферному озону.

6. Конференция считает необходимым скорейшее опублико-
вание сборника заслуштанных докладов и просит всех докладчи-
ков представить их текст в группу по публикации конференции
не позднее 31.ХП 1959 г.

ОГЛАВЛЕНИЕ

А. Х. Хргиан. Современные задачи изучения атмосферного
о
Л. А. Кудрявцева. Результаты измерений вертикального
- распределения атмосферного озона на ракете ео
В А. Иозенас, А. П. Кузнецов. Фотоэлектрический
спектрофотометр для наблюдения за атмосферным озоном ее
А. С. Бритаев. К вопросу об определении содержания озона
имическим методом
Г. У. Каримова. Некоторые результаты наблюдений за о030-
гномов Арктике в
Т. С Гольм. Временной ход общего содержания атмосфер-
ного озона надо. Диксон и его связь с метеорологическими элементами.
А. П. Кузнецов, В. А. Иозенас, А С Бритаев:
Наблюдение вертикального распределения озона в атмосфере над Моск-
р
Ц. М. Чхаидзе. Вариации общего содержания озона по наблю-
дениям в Абастумани с июля 1957 г. по июнь Е а
Л.Г Большакова, А. Л. Ошерович, И, В: Пей:
сахсон. О систематических ошибках при фильтровой озонометрии.
А. Л. Ошерович, С. Ф. Родионов. О некоторых типах
фотоэлектрических озонометров. ое"
Г. И. Кузнецов. Озон и общая циркуляция атмосферы .

В. Д. Решетов. Гипотеза аэрозольного происхождения ат-

мосферного озона. а
р. С. Стеблова. Температурный режим атмосферного озона
по наземным спектроскопическим наблюдениям. ... еее
Г. П. Гущин. Метод расчета общего содержания атмосферного
озона для приборов со светофильтрами. ‹. еее
Г. П. Гущин. Закономерности горизонтального распределения
и колебаний во времени атмосферного озона .. еее
А. С. Бритаев, А. П. Кузнецов. О связи атмосферного
озона с метеорологическими условиями. еее
Г. П. Гущин. О двух важных особенностях озонометрических
О
А Х. Хргиан Г. И. Кузнецов. О суточном ходе ат-
‘мосферного озона. т
А.А Знаменский. Результаты сравнения различных о30-
нометрических приборов, проведенного в Главной геофизической об-
серватории им. А. И. Воейкова. о о
Резолюция конференции по атмосферному озону, Москва, 28—
О оО

_ 103

120
141
149
170

176..

184

187
195

а а ЕЕ

Для заметок

Для заметок |
О ор И Ор Бип

АТМОСФЕРНЫЙ ОЗОН

Художник Ю. В. Сотников
Худ. редактор Г. В. Шотина
Редактор Г. И. Кузнецов
Технический редактор Г. И. Г еоргиева

Сдано в набор 3. П 61 г.
Подписано к печати 31. УП 61 С,

28292 Формат 60Ж901/16
Пет 125 Уч.-изд. л. 10,37
Изд. № 1696 Тираж 1500
а о

Издательство
Московского университета.
Москва, Ленинские горы

Типография изд-ва МГУ.
Москва, Ленинские горы

у
у.
|
й
у. р
о

Internet Archive Audio

Featured

Top

Images

Featured

Top

Software

Featured

Top

Texts

Featured

Top

Video

Featured

Top

Mobile Apps

Browser Extensions

Archive-It Subscription

Save Page Now

Full text of "Atmospheric Ozone"

See other formats